Geological model-HU

SZLOVÉNIA–MAGYARORSZÁG OPERATÍV PROGRAM 2007–2013 T-JAM: Geotermikus hasznosítások számbavétele, a hévízadók értékeklése és a közös hévízgazdálkodási terv előkészítése a Mura-Zala medencében SI-HU-1-2-013/01

JELENTÉS A WP2 FÖLDTUDOMÁNYI KUTATÁSOK földtani-szerkezetföldtani KONCEPCIONÁLIS MODELL feladat teljesítéséről

Készítette:

Fodor László, Uhrin András, Palotás Klára, Selmeczi Ildikó, Nádor Annamária, Tóthné Makk Ágnes, Scharek Péter (MÁFI) Igor Riznar, Mirka Trajanova (Geo-ZS)

Közreműködött: Muráti Judit, Budai Tamás, Tullner Tibor (MÁFI) Helena Rifelj, Bogomir Jelen, Andrej Lapanje, Simon Mozetic (GeoZS)

2011. február 28.

Tartalomjegyzék 1. Bevezetés 2. A projekt terület lehatárolása 3. A földtani modellépítés módszerei 3.1. Méretarány 3.2. A képződmények azonosítása 3.3. Földtani felületek meghatározása 3.4. Fúrás-átértékelések 3.4.1. A pannon formációk karotázs értelmezése 3.4.2. A forrmációk litológiai jellemzése 3.5. Szeizmikus szelvények és értelmezésük az OpenDtect szoftverrel 3.6. Regionális földtani szelvények 3.7. 1:100 000-es felszíni földtani térkép 4. A terület földtani felépítésének ismertetése 4.1. A terület fő szerkezeti egységei 4.2. A terület szerkezetfejlődése 4.3. Pre-kainozoos aljzat képződményei 4.3.1. Penninikum 4.3.2. Grazi Paleozoikum és Ikervári Egység 4.3.3. Koralpe-Wölz egység 4.3.3.1. A felső ausztroalpi egység: Kobansko és Magdalensberg Formációk 4.3.3.2. Az alsó-ausztroalpi egység: Pohorje Formáció 4.3.4. Dunántúli-középhegységi-egység, Magmás-metamorf zóna 4.3.5. Dunántúli-középhegységi-egység 4.3.5.1. A Ljutomer Öv 4.3.6. Közép-dunántúli-egység 4.3.7. Tisza-egység 4.4. Eocén 4.5. Oligocén 4.6. Pre-pannon miocén 4.6.1. Eggenburgi-ottnangi 4.6.2. Kárpáti – alsó Bádeni 4.6.3. Bádeni 4.6.4. Szarmata 4.7. Pannon 4.8. Negyedidőszak 4.9. A regionális földtani szelvények leírása 4.9.1. P1 szelvény 4.9.2. P2 szelvény 4.9.3. P3 szelvény 4.9.4. P4 szelvény 4.9.5. P5 szelvény 4.9.6. P6 szelvény 4.9.7. P7 szelvény 4.9.8. P8 szelvény 4.9.9. P9 szelvény 5. Irodalomjegyzék

2 3 4 4 4 5 6 6 8 10 11 12 13 13 13 21 22 22 23 24 24 24 25 26 27 27 27 28 28 28 29 30 31 33 41 43 43 45 46 48 48 49 49 50 51 53

1. Bevezetés A T-JAM projekt végső célja közös, harmonizált hévízgazdálkodási terv kialakítása a MuraZala medence területére, amely a szlovén-magyar országhatárral osztott (egyelőre hivatalosan le nem határolt) felszín alatti termálvíztest(ek)el történő fenntartható gazdálkodást és geotermikus energia-hasznosítást kívánja megalapozni a térségben.

A projekt a határokkal osztott természeti erőforrások fenntartható használata problémakörének megoldásához kíván hozzájárulni. A geotermikus energia fő hordozó közege a termálvíz, amely az országhatároktól függetlenül, a földtani szerkezetek által meghatározott regionális pályák mentén áramlik. Ezen nagy áramlási rendszerek hatalmas területeket foglalnak magukba: az utánpótlódási területek általában a medencéket övező hegyvidékeken vannak, ahol a beszivárgó csapadékvíz a mélybe jutva felmelegszik és a medence arra földtanilag-vízföldtanilag alkalmas egységei mentén áramlik a természetes, vagy mesterséges megcsapolási pontok felé (1. ábra). Ezért csak egy közös, határokon átnyúló harmonizált gazdálkodási stratégia vezethet ezen erőforrások fenntartható használatához. Ez különösen igaz a határokkal osztott felszín alatti (termál)víztestekre, ahol egy adott ország víztermelésének esetleges negatív hatásai (depresszió, hozam- és hőmérsékletcsökkenés, stb.) a szomszédos országban jelentkeznek, és politikai-gazdasági feszültségekhez vezetnek, amely harmonizált gazdálkodási stratégiákkal elkerülhető lenne. A határokkal osztott felszín alatti víztestek komplex értékelése, a természetes vízgyűjtő határokhoz történő igazodás a Víz Keretirányelv (2000/60/EC) egyik alapgondolata is.

1. ábra A Pannon-medence és környezete geotermikus áramlási rendszereinek elvi vázlata E feladatok megoldásához (pl. hol és mennyi termálvíz termelhető ki oly módon, hogy annak hő- és vízmennyiség utánpótlódása elegendő legyen a rendszer dinamikus egyensúlyának – hőmérséklet, nyomás, hozam – fenntartásához, stb.) szükséges a térség felszín alatti vizeinek állapotát meghatározó geológiai, hidrogeológiai, geotermikus és vízgeokémiai viszonyok egységes rendszerben való jellemzése, értékelése és esetenként a bekövetkező változások előrejelzése. Az egységes rendszerszemléletű értékelés eszköze a koncepcionális modellek készítése, és — ahol lehetséges és célszerű — numerikus modellek kialakítása. Mindez négy, részben egymásra épülő koncepcionális modellváltozat megalkotását igényli: 2

• • • •

földtani, szerkezetföldtani (tér)modell hidrogeológiai (áramlási és transzport) modell geotermikus modell (hőtranszport-modell) vízgeokémiai modell

A cél érdekében kialakításra kerülő modellek esetében legelőszőr: • • • •

le kell határolni a vizsgálandó térrészt meg kell adni a folyamatok működési terét jelentő földtani, vízföldtani és geotermikus egységek lehatárolását, felbontását („térbeli diszkretizáció”) számba kell venni a folyamatok időbeliségét („időbeli diszkretizáció”) meg kell határozni a vizsgálat tárgyát képező modell-változatban figyelembe veendő természetes és beavatkozási folyamatokat

Ezt a munkafolyamatot koncepcionális modell-alkotásnak nevezzük, melyhez elvégezzük a területre készített, meglévő szakirodalmi értékelések kritikai felülvizsgálatát is. A koncepcionális földtani modell célzottan a vízföldtani szempontból hasonlóan (vízvezető, vízzáró) viselkedő kőzettani egységek (ún. hidrosztratigráfiai egységek) térbeli lehatárolására, illetve a vízáramlások pályáit módosító tektonikai elemek (pl. torlasztó zónák) térbeli helyzetének megadására összpontosít, amelyek reprezentatív szelvényeken és térképeken kerülnek bemutatásra. A lehetséges hatók (peremfeltételek) meghatározását követően szakértői becslések készülnek a lehetséges áramlási pályákról, oldott-anyag, hőtranszport és hőáramlási alakulásokról, esetleges víz-kőzet kölcsönhatásokról.

A koncepcionális modell-alkotásnál végig kell gondolni a lehetséges alternatívákat, teret kell engedni a különböző szakértői véleményeknek, esetenként ütköztetve azokat. Meg kell jegyezni, hogy míg a folyamat első lépéseként elkészülő földtani modell konkrét adatok (fúrások, szeizmikus szelvények, stb.) kiértékelése alapján zajlik és bemenő információként szolgál a hidrogeológiai, geotermikus és vízgeokémiai koncepcionális modellek számára, addig ez utóbbiak a későbbi munkafázisokban történő értékelések (numerikus hidrogeológiai modellezések eredményei, vízelemzések) függvényében többször is alakulhatnak és csak ezek lezárását követően véglegesülnek.

2. A projekt terület lehatárolása A Szlovénia-Magyarország 2007-2013 Operatív Programon belül elnyert támogatás Szlovéniában a Pomurje és Podravje régiók, illetve Magyarországon Vas és Zala megye területére vonatkozik. E jogosultsági térségen belül a földtani-vízföldtani szempontok előzetes mérlegelése alapján a projekt területet É-on Szombathely vonala, K-en Vas és Zala megyék közigazgatási határa, D-en a horvát-magyar, ill. szlovén-horvát államhatárok, Ny-on Maribor vonala, ill. a szlovén-osztrák államhatár határolja (2. ábra)

3

2. ábra A T-JAM projekt területe

A magyarországi terület jelentős részét a Zalai-dombság, ill. É-on a Vasi hegyhát 200-300 mes tagolt dombvidéke alkotja, amely Szlovéniában Muraközi dombságban folytatódik, ill. Nyfelé a Pohorje hegyvidék vonulatai építik fel. Az alapvetően dombvidéki tájképet két jelentősebb síkvidék/medence tagolja: Magyarországon a Kerka-sík, Szlovéniában a Muramező

3. A földtani modellépítés módszerei 3.1. Méretarány A földtani térmodell méretaránya: 1: 100 000. Ez meghatározta a feldolgozandó adatsűrűséget, aminek elsősorban a felületek (ld. alább) megszerkesztéséhez felhasználandó fúrások számát határolta be.

3.2. A képződmények azonosítása Mindennemű földtani értékelés megkezdése előtt alapvető fontosságú volt, hogy a szlovén és magyar földtani terminológiát összhangba hozzuk, a határ két oldalán eltérő nevezéktanú képződményeket azonosítsuk. A miocén (s.l) képződményekre vonatkozóan ezt 2010 januárjában a MÁFI-ban tartott munkaülésen megtettük (3. ábra)

4

3. ábra: A miocén (s.l.) képződmények azonosítása

3.3. Földtani felületek meghatározása A projekt kezdetekor meghatároztuk a vízföldtani modell számára szükséges felületeket. Ezek elsősorban pannon medencekitöltő üledéksorban a hévíz tárolása szempontjából jelentős delta-front és turbidit homokköves kifejlődések határfelületei, valamint az aljzat, a prepannon miocén, a kvarter talp, illetve a beszivárgás meghatározásához szükséges felszíni földtani térkép.

•

pre-kainozoos aljzat

•

prepannon miocén térkép (bádeni és szarmata tengeri képződmények elterjedés és talptérképe pannon turbidites homokkő összlet alja (Szolnoki / Lendava Formáció bázisa) pannon turbidites homokkő összlet alja teteje (Szolnoki Formáció teteje / Lendava Formáción belüli határ) pannon delta front homokok alja (Újfalui Formáció bázisa / Mura Formáció bázisa) pannon delta front homokok teteje (Újfalui Formáción belüli határ / Mura Formáción belüli határ) kvarter talp felszíni földtani térkép

• • • • • •

A megszerkesztett felületeket grid formátumban, az ezen felületekhez tartozó földtani kifejlődések (2D „foltok”) elterjedését shp formátumban adtuk meg.

5

3.4. Fúrás-átértékelések A projekt területre esik a Zalai-medence szénhidrogén kutatással intenzíven feltárt térsége is, így elvileg nagyszámú szénhidrogén-kutató fúrás állt rendelkezésre. Az 1:100 000-es méretarány kondíciójához igazodva a projekt magyarországi részterületét 4x4 km négyzethálóra osztottuk fel, és minden négyzetből az elérhető legmélyebb fúrást választottunk ki átértékelésre. Ez mintegy 450 fúrást jelentett. Emellett kiválasztottunk és átértékeltünk további közel 110 fúrást, melyek a felhasznált szeizmikus szelvényekre esnek, így segítséget nyújthattak azok értelmezése során.

Fontos szempont volt, hogy a területre eső termálkutak rétegsorai is átértékelésre kerüljenek.

Ez további kb. 70 kutat jelentett. Összességében a szakértői adatbázis számára a magyarországi területről 777 fúrás rétegsorát értékeltük át.

A fúrásátértékelés során alapvetően a MÁFI mélyfúrási adatbázis szerkezetéhez igazodtunk.

A törzsazonosítók mellett a pannon és idősebb miocén képződményeket formáció szinten átértékeltük és megadtuk ezek tól-ig mélységintervallumát. A pre-kainozoos aljzat képződményeit nem minősítettük át, azok az eredeti MÁFI mélyfúrási adatbázisban szereplő minősítéssel szerepelnek. A fedő negyedidőszaki képződményeket csak kisebb részben értékeltük át. Egyfelől – az adatbázis homogenitása érdekében – a fúrási rétegsorban a felszínen lévő képződményt összhangba kellett hoznunk a MÁFI 1:100000-es felszíni földtani térképén az adott pontban jelzett kifejlődéssel. Másrészt azok a kvarter szakaszok kaptak új értékelést, melyek karotázsképük alapján nyilvánvalóan a felső-pannonban előforduló folyóvízi üledékekkel azonos fáciesűek (lásd „A képződmények litológiai jellemzése” c. fejezetet).

A projekt szlovéniai területrészén kb. 100 fúrás került kiválasztásra, amelynekátértékelése a fentiekben leírtakhoz hasonlóan történt.

3.4.1. A pannon formációk karotázs értelmezése A pannóniai formációk azonosítása alapvetően a képződményekre (ill. azok lerakódási környezetére) jellemző karotázs képek alapján történt. A pannóniai üledéksor a vizsgált területünkön is – mint a hegységperemi területeken kívül az ország legnagyobb részén – felöleli a mélymedencétől az alluviális síkságig a felhalmozódási övezeteket. Mivel a mélyfúrások döntő többségénél a kőzetkifejlődés tekintetében csak furadékmintákra szorítkozhatunk, a karotázs-görbék vizsgálatának igen fontos szerep jut a fáciesek meghatározásában.

A partoktól távoli, az üledékgyűjtő legmélyebb részeit képviselő mélymedence üledékeinek zöme változó karbonát-tartalmú agyagos aleurit, márga és mészmárga. Kis mésztartalom esetén az SP (természetes potenciál) görbe és az ellenállás görbék, a gamma-szelvénnyel egyetemben kis kitérést mutatnak („agyag-vonal”). Mészmárgák esetén az SP görbe egészen hasonló az előbbi típushoz, az ellenállás görbe viszont szabálytalan eloszlásban, de az előbbinél magasabb értékeket vesz fel. E két típus az Endrődi / felső Spilje Formáció kőzeteit jellemzi.

A Szolnoki / alsó Lendava Formáció a mélymedencékbe a parti régiókból áthalmozódó turbidit testeket foglalja magába. Karotázsképét felfelé finomodó és durvuló (az SP–ellenállás együttes görbén „karácsonyfa” illetve „tölcsér” alakú) sorozatok jellemzik. Ez a felfelé szisztematikusan vékonyodó illetve a felfelé vastagodó homokkő betelepülések ritmikusságából adódik. Elkülönítése általában nem okoz gondot, mert alulról és felülről több tíz méteres és esetleg vastagabb pelitek övezik.

6

A medencebelső és a parti rámpa közötti részt a Pannon medencében is „lejtő” néven nevezzük és képződményeit az Algyői / felső Lendava Formációba soroljuk. Az ide tartozó kőzetek már több finom homokot tartalmaznak, ezért az előbbiekhez képest „fogazottabb” megjelenésű a görbepár. Gyakoriak a max. néhány méteres homok-betelepülések, amelyek legtöbbször disztális turbidit fáciesűek. A 10–30 m vastag, felfelé durvuló homoktestek betelepülése esetleg a vízszint aktuális csökkenését is jelezheti, mutatva, hogy a leülepedés helye rövidebb időre a parthomlok alsó régiójába jutott. Az Algyői / felső Lendava és Szolnoki / alsó Lendava Formációk egymással többször is váltakozhatnak a nagy vastagságú medencebelseji sorozatokban. Ezek kitérképezése elsősorban a megjelenítés méretarányától, ami pedig a feldolgozás–kutatás helyi vagy regionális jellegéből következik. Jellegzetes karotázs-képet adnak a lejtőn gyakran előforduló vékonyréteges homok-agyag váltakozásával létrejött több tíz méteres vagy annál vastagabb rétegsorok. Ebben az esetben a váltakozás olyan sűrű, hogy a görbék nem tudnak az agyagnak megfelelő pozíciókat felvenni.

Eredményként hordó alakú görbepárt kapunk, amit nem szabad összetévesztenünk vastagabb homok-betelepüléssel. A Szolnoki / alsó Lendava Formáció fölött ritkább esetekben szinte közvetlenül a deltafront felfelé durvuló homok-sorozatai is következhetnek, amelyek már az Újfalui / Mura Formációba tartoznak. Abban az esetben, ha a Szolnoki / alsó Lendava Formáció fölött az Újfalui / Mura Formáció homokrétegei nem vastagok, illetve finomszemcsések, aleuritosak, az elkülönítés a két formáció között nehezebb, és csak a terület részletes ismeretében oldható meg konzekvensen.

Az Újfalui / Mura, Somlói és Tihanyi Formációk egymástól való elkülönítése a területen nem problémamentes. Az Újfalui / Mura Formáció definíciója szerint a dunántúli (és alföldi) neogén medencékben fordul elő, és mind a deltafront, mind pedig a deltasíkság homokkő, aleurolit és agyagmárga sűrű váltakozásából felépülő sorozatait magában foglalja. A Tihanyi és Somlói Formációk csak a Dunántúl medenceperemi területein fordulnak elő definíció szerint, bár ezek is a delta üledékfelhalmozódásának termékei. A Somlói Formáció általában a medencebelső Újfalui / Mura Formációjának alsó részéhez, a Tihanyi Formáció pedig annak felső részéhez hasonló kifejlődésű. (Az említett bizonytalanság miatt jelen munkában az eredeti definícióktól némileg eltérő formációbeosztást alkalmaztunk, melyet a pannon földtani felépítésről szóló fejezetben ismertetünk.) A deltafront (illetve a torkolati zátony) üledékei homokosak, jellegzetesen felfelé durvuló és felfelé vastagodó kisebb homokos ciklusok alkotják őket. A deltasíkság üledékei általában vékonyrétegesek, szenesedett növényi törmeléket, lignitcsíkokat az állandóan vízzel borított felhalmozódási környezetekben rendszeresen tartalmaznak. A deltafront és a deltasíkság határát területünkön a rétegsorban elsőként megjelenő, felfelé finomodó, elosztó-csatorna fáciesű, legalább 5-8 m vastag homokbetelepülésnél húztuk meg. Ahogy az az általános tektonikai helyzetből és az üledékbeáramlás jellegéből fakad, a lassú medencesüllyedés és az általában ezzel lépést tartó feltöltődés eredményeként területünkön a deltasíksági képződmények uralják a pannóniai összlet fiatalabb tömegét. A deltasíkság üledékeinek karotázsképére jellemző még az 5–20 m vastagságot elérő, felfelé durvuló kis ciklusok állandó jelenléte, amelyeket a deltaágak közti öblözetek feltöltődési sorozatainak határozhatunk. Az alluviális síkság üledékeinek karotázsképével szemben az „agyag-vonal”-hoz rendszeresen visszatérő görbealak a jellemző, valamint az igen vékony réteges megjelenés.

Az alluviális síkság ártéri, finomszemcsés üledékeire a változatosabb rétegvastagság, az osztályozatlanabb, agyag-aleurit-finomhomokos jelleg a jellemzőbb. A T-JAM projekt céljaira való tekintettel – mivel ezek hidrodinamikai jellegei igen eltérőek – munkánkban a delta-síksági és delta front üledékeket is elkülönítettük egymástól.

7

3.4.2. A formációk litológiai jellemzése A vízföldtani modellezés számára fontos szempont volt, hogy az esetenként többszáz-ezer m vastag formációkat a belső litológiai változékonyság alapján tovább tagoljuk. A vertikális felbontás csak a 30 m-nél vastagabb kőzettani változékonyságot vette figyelembe. A formáción belüli litológiai tagolás során a pannon képződmények esetében a képződési környezetet azonosító fácies kódok (4. ábra), a pannonnál idősebb miocén képződmények esetében egyes litológiai azonosító kódok (5. ábra) kerültek bevezetésre. Egy adott formáción belül a litológiai alegységek vastagságát a fúrási adatbázisban tól-ig m-ben megadtuk (6. ábra).

Ezt a fajta, formáción belüli litológiai bontást csak a projekt magyarországi részterületére eső fúrások esetében végeztük el, mivel Szlovéniában a rendelkezésre álló adatok (elsősorban karotázsgörbék hiánya) ehhez nem voltak elegendőek. A szlovén fúrások esetében csak a legfőbb lerakódási környezetek/formációk kerültek azonosításra.

Sedimentary Code environment delta plain or Plc alluvial plain Plf

Frc

delta plain or alluvial plain

delta front

Frf

delta front

Sl

slope

Tuc

turbidites

Tuf

turbidites deepwater, no turbidites

Dw

Formation (SLO)

upper Mura Fm

Formation (HUN) Lithological description Zagyva & upper alternation of fining-upward sandbodies (some Újfalu Fms of them are thicker than 10 m), silt and clay alternation of fining-upward sandbodies (none Zagyva & upper of them exceeds thickness of 10 m), silt and Újfalu Fms clay

lower Mura Fm

alternation of coarsening-upward sandbodies (some of them are thicker than 10 m), silt and lower Újfalu Fm clay

upper Mura Fm

lower Mura Fm upper Lendava Fm lower Lendava Fm lower Lendava Fm Spilje Fm

alternation of coarsening-upward sandbodies (none of them exceeds thickness of 10 m), silt lower Újfalu Fm and clay silt and clay with only insignificant sand Algyő Fm intercalations alternation of sandbodies (some of them are Szolnok Fm thicker than 10 m) with silt and clay alternation of sandbodies (none of them exceeds thickness of 10 m) with silt and clay Szolnok Fm clay marl and marl with only insignificant sand Endrőd Fm intercalations

4. ábra A pannon formációkon belül alkalmazott litológiai kódok

8

CLAY

CLAYSTONE MUD (CLAY AND SILT) MUDSTONE SILT SILTSTONE

variegated, bentonitic, kaolinitic, coaly, red, bauxitic, silty, sandy, pebbly silty clayey, sandy, pebbly, calcareous, lime mud clayey, sandy, pebbly, calcareous clayey, sandy clayey, sandy

SHALE SAND SANDSTONE GRAVEL CONGLOMERATE BRECCIA MARL LIMESTONE

muddy, silty, pebbly, clayey, algal muddy, silty, pebbly, clayey, algal, marly muddy, sandy, calcareous muddy, sandy, calcareous dolomite, limestone, quartz calcareous, clay, silty, sandy, algal, tuffaceous algal, detrital, pebbly, sandy, clayey, marly

TUFF

vCl, bCl, kCl, cCl, rCl, bxCl, siCl, sdCl, pCl

Clst M

siClst clM, sdM, pM, caM, lM

Mst Si Sist Sh Sd Sdst

clMst, sdMst, pMst, caMst clSi, sdSi clSist, sdSist

Gr Cong Br Mrl Lst Coal t T Agg K Bx A, Ba, D

COAL TUFFACEOUS

Cl

bentonite, XXX bentonitic

AGGLOMERATE KAOLIN, KAOLINITE BAUXITE ANDESITE, BASALT, DACITE

mSd, siSd, pSd, clSd, algSd mSdst, siSdst, pSdst, clSdst, algSdst, mrlSdst mGr, sdGr, caGr mCong, sdCong, caCong dolBr, lstBr, qBr caMrl, clMrl, siMrl, sdMrl, algMrl, tMrl algLst, detLst, pLst, sdLst, clLst, mrlLst tBen, tXXX bT

Magm

MAGMATIC ALTERNATIONS

e.g. clay/sand, sand/conglomerate/silt

e.g. Cl/Sd, Sd/Cong/Si

5. ábra A pannonnál idősebb miocén formációkon belül alkalmazott litológiai kódok geology_id borehole_id Zm-3 Zalaszentmihály

from 0,00 10,00 10,00 10,00 10,00 10,00 10,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 870,00 935,00 935,00 935,00 935,00

to 10,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 870,00 870,00 870,00 870,00 870,00 870,00 870,00 870,00 870,00 935,00 1650,00 1650,00 1650,00 1650,00

geo_ndx pd_Qp3-h zPa2 zPa2 zPa2 zPa2 zPa2 zPa2 so-tPa2 so-tPa2 so-tPa2 so-tPa2 so-tPa2 so-tPa2 so-tPa2 so-tPa2 so-tPa2 úPa1-2 aPa1-2 aPa1-2 aPa1-2 aPa1-2

lito from lito to lito 0,00 10,00 pd_Qp3-h 10,00 30,00 n.d.

30,00 120,00 Plc 120,00 180,00 Plf 180,00 210,00 Plc 210,00 270,00 Plf 270,00 315,00 Plc 315,00 360,00 Plc 360,00 420,00 Plf 420,00 450,00 Plc 450,00 540,00 Plf 540,00 630,00 Plc 630,00 660,00 Plf 660,00 690,00 Plc 690,00 840,00 Plf 840,00 870,00 Plc 870,00 900,00 Frc 900,00 935,00 Frf 935,00 1170,00 Sl 1170,00 1200,00 Tuf 1200,00 1230,00 Tuc

9

935,00 935,00 935,00 935,00 935,00 1650,00 1650,00 1732,00 1763,00 1763,00 1790,00 1916,00 1936,00 1947,00 1994,00 2966,00

1650,00 1650,00 1650,00 1650,00 1650,00 1732,00 1732,00 1763,00 1790,00 1790,00 1916,00 1936,00 1947,00 1994,00 2966,00 3001,50

aPa1-2 aPa1-2 aPa1-2 aPa1-2 aPa1-2 szPa1 szPa1 eMs2-Pa1 kMs kMs szMb-lMb szMb lMb szMb szE2-3 pE2-3

1230,00 1290,00 1320,00 1350,00 1410,00 1650,00 1680,00 1732,00 1763,00 1778,00 1790,00 1916,00 1936,00 1947,00 1994,00 2966,00

1290,00 1320,00 1350,00 1410,00 1650,00 1680,00 1732,00 1763,00 1778,00 1790,00 1916,00 1936,00 1947,00 1994,00 2966,00 3001,50

Tuf Tuc Tuf Tuc Sl Tuf Tuc Dw sdMrl Cong sdMrl/caMrl/Lst sdMrl algLst sdMrl A T/clMrl/Mrl

6. ábra Példa a fúrási adatbázis szerkezetében a formáción belüli litológiai tagolásra

3.5. Szeizmikus szelvények és értelmezésük az OpenDtect szoftverrel A kutatási területről 47 darab 2D szeizmikus szelvényt szereztünk be, ezek összesített hossza kb. 1000 km. Az elektronikusan megkapott szelvények képét az OpenDTect szoftverben jelenítettük meg. A szoftver lehetőséget ad arra, hogy a szeizmikus képen azonosítható vetőket ill. horizontokat (képződményhatárokat) a szelvényre rajzoljuk, majd így kijelölt helyzetüket táblázat formájában elmentsük. Egy-egy ilyen táblázat az adott horizont vagy vető szintjét adja meg a szelvény egymást követő (EOV koordinátákkal azonosított) pontjaiban, ezek a pontok pedig a továbbiakban a fúrásokból származó szintekkel azonos módon felhasználhatók szinttérképek vagy szelvények szerkesztésekor. Amennyiben a szeizmikus kép függőleges dimenzióját adó ún. kétutas futásidő és a valódi mélység közötti összefüggés ismert, az OpenDTect-ben a szelvényekhez közeli fúrások nyomvonalai és az azokban kijelölt szintek is megjeleníthetők: ezek gyakran további segítséget adnak a képződményhatárok szeizmikus szelvényen való kijelöléséhez.

A szeizmikus szelvények felbontóképessége – minőségüktől függően – függőlegesen és vízszintesen egyaránt néhány tíz méter, ennél vékonyabb rétegek tehát nem különíthetők el rajtuk. Egy-egy egység szeizmikus képének jellegéből (pl. reflexióinak kontrasztjából, folytonosságából) azonban következtethetünk jóval kisebb részletek, pl. turbidites vagy medereredetű homoktestek jelenlétére ill. hiányára is.

A szeizmikus kép időben mért függőleges dimenziója miatt az exportált horizontok és vetők helyzetét utólag kell mélységadattá konvertálni. A mélységkonverziót nehezíti, hogy a terület különböző részeire jelentősen eltérő mélység–idő összefüggések jellemzőek. Emiatt a legnagyobb, a legkisebb és a közepes szeizmikus sebességekkel jellemezhető területekről is kiválasztottunk egy-egy olyan fúrást, melyből pontos, mért mélység-idő függvényt ismertünk, a köztes területeken pedig a fenti három függvénnyel számolt értékek különböző módon súlyozott átlagaiként állítottuk elő a mélységadatokat. Az átlagoláshoz használt súlytényezőket először a szelvények menti kb. 100 fúrás helyeire állapítottuk meg oly módon, hogy a fúrásban és a szeizmikán is azonosítható szintek (pl. az Algyői és az Újfalui Formáció határa, vagy a törmelékes medencekitöltés alja) egymással fedésbe kerüljenek. Ebből a mintegy 100 adatból krigeléssel a teljes területet lefedő gridet készítettünk, ami immár a terület egészére jól használható mélység-idő összefüggést ad. Meg kell azonban jegyezni, hogy a törmelékes (főként pannóniai, kisebb részben idősebb miocén) medencekitöltés alatt

10

lévő egységekre azok oldalirányú heterogenitása miatt csak durva közelítéssel becsülhető a valódi mélység, az aljzatban mélyebbre hatolva a becslés hibája akár több száz méterre is nőhet. A medencekitöltő összletben azonban jellemzően néhány tíz méter pontossággal megállapítható a szeizmikán értelmezett elemek mélysége.

A szeizmika további felhasználási lehetőségét adja az a tény, hogy a rajta megjelenő egyedi horizontok mindig azonos időben képződött üledékeket képviselnek (ún. „time-line”-ok). Ez lehetővé teszi, hogy egy-egy adott fúrásban kijelölt fontos szinttel (szűrőzött szakasz, rétegtani határ, stb.) egykorú üledékeket akár a teljes medencében kövessünk, pl. fúrások korrelációja, vagy egy adott szint felszínre bukkanási helyének megkeresése érdekében.

A projekt szlovéniai részterületén digitális formátumú szeizmikus szelvények nem álltak rendelkezésre. A kijelölt földtani horizontokat (3.3. fejezet) papír alapú szeizmikus szelvény elemzése alapján szerkesztettük meg (12-22. ábrák)

3.6. Regionális földtani szelvények A terület földtani képének pontosítása céljából kilenc regionális földtani szelvényt szerkesztettünk (I-V Mellékletek). Ezek közül három KÉK-NyDNy-i irányú Szlovénián és Magyarországon áthalad (P1, P2, P3). Ezekre közel merőlegesen összesen hat ÉNy-DK-i irányú, egymással közel párhuzamos kereszt-szelvényt szerkesztettünk, ezek közül két magyarországi szelvény (P4 és P5) egymással összekapcsolódik (7. ábra).

A magyar területrészen a szelvényeket kompozit szeizmikus szelvények értelmezése alapján szerkesztettük meg. Mint korábban említettük, digitális alapú szeizmikus szelvények Szlovéniából nem álltak rendelkezésre, így a szlovén földtani szelvények az alábbi adatok alapján kerültek megszerkesztésre:

négy korábban megszerkesztett földtani szelvény (JELEN ET DDNy-i irányú (P2), három ÉÉNy-DDK-i irányú (P7, P8, P9)

M. Jelen, H. Mervic (Geo-ZS) és Uhrin A. (MÁFI) által készített karotázs értelmezések

a Nafta Lendava által készített karotázs értelmezések (geofizikai markerek és kapcsolódó formáció határok)

a delta-front képződmények talptérképe (Uhrin A. értelmezése)

felszíni földtani és tektonikai térkép a T-JAM projekt ÉK szlovéniai területére (JELEN & RIFELJ, 2011)

a pre-tercier aljzat szerkezeti térképe (1:100 000) (JELEN, 2010)

a pre-tercier aljzat domborzata és értelmezett szerkezeti elemei (JELEN, 2010)

AL.,

2006), egy ÉÉK-

Az eltérő munkamódszerek ellenére a földtani szelvényeket sikerült egységes koncepcióval megszerkeszteni és egységes földtani szemlélettel mutatják a terület földtani felépítését. Az egyszerűbb kezelhetőség érdekében a néhányszáz méternél kisebb elvetési magasságú törésvonalakat a szelvényeken nem ábrázoltuk.

11

7. ábra: A földtani szelvények nyomvonala

3.7. 1:100 000-es felszíni földtani térkép Az egységes felszíni földtani térkép a vízföldtani modellezés szempontjából a képződmények beszivárgási paramétereinek megadása szempontjából fontos.

A területre mind a szlovén, mind a magyar oldalon rendelkezésre álltak 1:100 000-es méretarányú felszíni földtani térképek, azonban ezeknek sem vonalműve, sem tartalma (egyes képződmények) nem voltak harmonizálva. A vonalmű egységesítés mellett a komolyabb feladatot az egységes jelkulcs rendszer kidolgozása jelentette, mivel a két országban eltérő koncepciójú jelkulcsot alkalmaznak. Magyarországon a földtani térképek jelkulcsa litosztratigráfiai alapú, az ország kvarternél idősebb képződményeit formációkba (illetve részletezve tagozatokba, rétegtagokba) sorolja. A kvarter képződményeket elsősorban genetikai alapon osztályozza (a kor mellett, ezen belül tagolva litológiailag). A képződményeket geológiai indexek (EOFT jel) jelzik a térképen.

Szlovéniában az eredeti földtani térképen az egyes képződményeket a térképen számok jelölték, és a jelkulcsban a számokhoz tartozó földtani kor, illletve litológiai jellemzés szerepelt. Ezeket azonosítottuk a magyar formációkkal (ahol lehetséges volt), ahol nem, ott a litológia alapján a magyar geológiai indexalkotás szabályainak megfelelően földtani indexet adtunk neki. (VI melléklet) Az egységes szempontok alapján megszerkesztett 1:100 000-es méretarányú földtani térképen (VII. melléklet) a jelkulcsban az azonosított képződményeknek egy számot adtunk és ennek rövid litológiai leírását, elkerülve ezzel a geológiai index rendszer kiterjesztését Szlovéniára.

A térkép nem kartografált, és a projekt honlapjáról (www.t-jam.eu) szintén elérhető.

12

4. A terület földtani felépítésének ismertetése 4.1. A terület fő szerkezeti egységei A terület legmélyebb pre-kainozoos szerkezeti egysége a Penninikum, mely a terület ÉNy-i sarkában bukkan a felszínre, és a nyugati területen a prekainozoos aljzatot is ez adja. Ezen egységre az ausztroalpi takarórendszer különböző elemei tolódtak fel a kréta folyamán, de a kréta során kialakult helyzetüket a miocén extenziós deformáció jelentősen átrendezte. Ennek következtében a nyugati területrészen a Penninikum az ausztroalpi takarórendszer magasabb elemeivel, leginkább a Grazi Paleozoikummal van szerkezeti kapcsolatban. Ez utóbbi egység délkeleti határánál egy kisebb, újonnan elkülönített egység, az Ikervári-egység lép fel, amely valószínűleg szintén egy takaró (HAAS ET AL. 2010). Az egység kőzeteinek kora valószínűleg mezozoos (jura-kréta?), de rétegtana és szerkezeti kapcsolata nem ismert kellőképpen.

A projekt terület zöme a Dunántúli-középhegységi-egység területére esik. Ennek ÉNy-i határa egy miocén eltolódás és normálvető-rendszer, amíg az eredeti határ a mostani értelmezések alapján kréta korú takaróhatárnak tekintendő (TARI 1994, FODOR & KOROKNAI 2000, HAAS ET AL. 2010). Ennek rátolt blokkjában, a legmagasabb ausztroalpi takaróként jelenik meg a Dunántúli-középhegységi-egység (TARI 1994, FODOR ET AL. 2003, TARI & HORVÁTH 2010).

Az egység ópaleozoos kisfokú metamorfitokból és nem metamorf perm-kréta üledéksorokból épül fel. DNy-on a Dunántúli-középhegységi-egység alatt két különböző metamorf kőzetegyüttes jelenik meg a Mura medence aljzatában. Az egyik a zöldpala fáciesű Kobansko Formáció, a másikat az alpi Koralpe-Wölz takarórendszer elemei képviselik. Ezen egység a Muraszombati-háton közvetlenül a pre-kainozoos felület alatt van, míg még tovább nyugatra a Pohorjében a felszínre lép.

A Dunántúli-középhegységi-egység D-i határa a Periadriai–Balaton-vonalrendszer vagy zóna.

Ez egyértelműen egy kainozoos eltolódási zóna, melyet számos elemzés támaszt alá (KÁZMÉR & KOVÁCS 1985, BALLA 1988, TARI 1994, FODOR ET AL. 1998). A zónán belül oligocén és perm intrúziók és változatos metamorf fokú kőzetek jelennek meg (JÓSVAI ET AL. 2005). Ezek egy része a Dunántúli-középhegységi-egységből, más részük nem azonosított (mélyebb?) egységekből vált le az eltolódásos deformáció során. Ennek a zónának a Ny-i részén Szlovéniában egy átmeneti egység, a Ljutomér öv azonosítható, amely különböző triász képződményekből áll.

A projekt adminisztratív terület lehatárolásához igazodva (Zala megye határa) a terület D-i része (Nagykanizsa környéke) magába foglalja a Közép-dunántúli-egység egy kis szegmensét is. Ez az összetett egység a Déli-Karavanka-, Dél-Zalai- és Kalnik-egységekből áll (ez utóbbi Ny-i irányban Szlovénia területére is kietrjed), amelyek kréta és/vagy oligo-miocén takarók, pikkelyek lehetnek. Az összetett egység déli határa, a Közép-magyarországi-vonal, amely a terület déli sarkánál húzódik. E vonaltól D-re a Tisza-egység metamorf képződményei épphogy megjelennek a terület déli sarkában, de a szeizmikus szelvények alapján más egységek alatt nagyobb kiterjedésűek.

4.2. A terület szerkezetfejlődése A vizsgált terület alapvetően hét fő szerkezetalakulási fázis hatására alakult ki. Ezek a kréta takaróképződés (D1), a késő-kréta medencealakulás és egyidős szerkezeti kitakaródás (exhumáció) (D2), a késő-oligocén–kora-miocén eltolódás és rátolódás (D3), a késői koramiocén–középső-miocén riftesedés (D4), a késő-szarmata eltolódásos deformáció (D5), a késő-miocén poszt-rift süllyedés (D6) és a legkésőbbi miocén–negyedidőszaki szerkezetei inverzió (neotektonikus fázis) (D7).

13

Az egyik legjelentősebb a pre-kainozoos aljzat takarós felépítéséhez vezető kompressziós deformáció (D1 fázis), amely valószínűleg több lépésben, a kréta közepén ment vége, az albai és coniaci korszakok között (112-85 Ma). Ennek eredménye a Dunántúli-középhegységiegységnek a Koralpe-Pohorje-Wölz-egység felé való tolódása. E két fő egység között helyenként a Grazi Paleozoikum és a kis Ikervári-egység is megjelenik, e takarók oldalirányban elfogyhatnak (kicsípődhetnek).

A kompresszió következménye a Dunántúli-középhegységi-egységen belül is jelentkezik: itt pikkelyek és redők jöttek létre. TARI (1994, 1995) és TARI & HORVÁTH (2010) térképezte ki ezen pikkelyeket, melyeket elemzésünk részben megerősített, részben pontosított. A Nagylengyeli- és Szilvágyi-pikkelyekben a jura képződményekre általában Fődolomit tolódik.

A pikkelyek, redők csapása fokozatosan változik, ÉK-DNy-iról É-D-ivé válik a Zala-medence déli-központi, Szlovéniához közeli aljzatában. A pikkelyek talpán levő lenyesési síkok jól követhetők a szeizmikus szelvényeken (8. ábra). E gyengeségi zónák a későbbi szerkezetalakulás, főleg a miocén riftesedés során többször felújulhattak (8. ábra). Az egyik legjobban követhető rátolódás (pikkelyhatár) a Nádasdi-magaslat környékén azonosítható: egymást metsző szelvények is mutatják a nagyon lapos lenyesési síkot (8. ábra). Itt a miocén normálvető egy része elvágja a kréta takarót, míg a többi sík laposabbá válik és belesimul a takaróhatárba.

TARI (1994) a rátolódási felületeket a Dunántúli-középhegység ÉNy-i és DK-i oldala között folyamatosnak vélte. Jelen elemzésünkben úgy látjuk, hogy a zalai területen belül ez nem igazolható, mert a pikkelyhatárok egyrészt fedett helyzetbe kerülnek a Bak-novai-árok eocénje alatt, másrészt a Balaton-zóna északi ágai elvetik a kréta pikkelyeket. Így a terület K-i részén, a Keszthelyi-hegység előterében megjelenő Litéri- és Veszprémi-rátolódások nem követhetők dél felé, hanem a Balaton-zóna elvágja azokat.

A rátolódásokhoz, pikkelyekhez redők csatlakoznak. A terület északi részén követhetők a Dunántúli-középhegységre jellemző Devecser-Sümeg és Tés-Halimba szinklinálisok, melyeket TARI (1994) azonosított szeizmikus szelvények alapján Nagytilajnál és Zalalövőnél, ahol a szinklinálisok magjában jura–kora-kréta üledékek vannak. A délebbi szinklinálishoz köthetők a Sümegnél megismert függőleges vagy átbuktatott rétegek. A felszínen a Keszthelyi-hegységben további redők azonosíthatók a felszíni dőlésadatok alapján (BUDAI ET AL. 1999). Erre utal néhány fúrási rétegsor adata is.

A deformáció kora elég jól ismert, hiszen az apti képződmények gyűrtek, míg a santoni üledékek alig billentettek. Ezt az erős szögdiszkordanciát legjobban Sümegen igazolták (HAAS ET AL. 1984). A takarós áttolódásokkal jellemzett kompressziós deformáció korát jelzik a Grazi Paleozoikumba sorolt kőzeteken mért K/Ar korok legfiatalabbjai (116 Ma, ÁRKAI & BALOGH, 1989). Az ausztroalpi takaróknak a Penninikumra való tolódásának kora nem ismert.

A Tauern-ablak Pennini egységeit figyelembe véve, a paleogén kor lehetségesnek tűnik (KURZ ET AL. 2000).

14

8. ábra Két egymást keresztező szeizmikus szelvény és metszésvonaluk képe. A szelvények ugyanazt a kréta takaróhatárt, miocén normálvetőket és kibillentett blokkokat mutatják. A szelvények nyomvonala a 9. ábrán látszik.

A medencealjzat szlovéniai részén a Koralpe-Pohorje-Wölz egység legerősebb milonitosodása valószínűleg a kréta takaróképződés idején történt a D1 deformációs fázis során. A takarók maradványait a Šom-1/88 fúrás tárta fel. Néhány áttolódási sík a későbbiekben reaktiválódott, először a szekezeti kitakaródás idején (D2), később a D3 fázis takaróképződése és oldaleltolódásai során. Filonitosodott zónák képződtek, amelyek többfajta litológiához is kötődnek. A gneisz és csillámpalák mellett az amfibolitok is átalakultak a Pohorje és Kobansko-nál megismert helyzetekhez hasonlóan, ahol a zöldpala fáciesű kőzetek (kloritos amfibolpalák és fillitek) szintén filonitosodtak. Ezeket a kőzeteket néhány fúrásból ismerjük (Šal-2/79), noha a fúrómag darabok azonosítása nagyfokú bizonytalansággal terhelt.

A Šal-2/79, Nu-4 és 6/68, Fi-15-18/57-58 fúrások azt mutatják, hogy a zöldpalák könynen összetéveszthetőek milonitosodott amfibolitokkal, vagy fordítva.

15

A santoniban kezdődött meg a szenon medencék kialakulása, melyek a szénhidrogén-kutatás szempontjából nagy jelentőségűek a Zalai-medencében. A D2 fázisba sorolható szenon medencék szerkezeti értelmezése nem megoldott, kompressziós és extenziós eredet egyaránt lehetséges (TARI 1994, HAAS 1999).

Sokkal világosabb a Dunántúli-középhegység alatt levő takaróegységek viselkedése a szenon üledékképződés alatt. Az ismeretek a felszíni kőzetek termokronológiai és szerkezeti vizsgálatán alapulnak. Ezek szerint a területtől nyugatra levő Koralpe-Pohorje-Wölz egységek a késő-krétában tektonikusan kitakaródtak, több laposszögű lecsúszósík mentén. A deformáció képlékeny nyírózónákban kezdődött, amelyeket milonitok jeleznek, majd töréses tartományban is tovább folyhatott. Ilyen kitakart (exhumált) egységnek tekinthető a teljes Pohorje és Kozjak, valószínűleg ilyen a Muraszombati-hát (JELEN ET AL., 2006). A kitakart egységek felett úgynevezett extenziós allochtonok jöttek létre, ilyennek tekinthető maga Grazi Paleozoikum és a Dunántúli-középhegységi-egység is. A határoló lecsúszósíkot a Bajánsenye M-I fúrás érte el, melyből 65 millió éves Ar/Ar kor ismert (LELKES-FELVÁRI ET AL. 2002). Úgy tűnik, ez talán a legfiatalabb eseménye a szerkezeti kitakaródásnak.

A Bak-novai paleogén medenceroncs eredeti szerkezeti háttere a későbbi denudáció miatt nem ítélhető meg. A tágabb környezet alapján kompressziós-transzpressziós medencékkel számolhatunk, melyek az alpi szubdukció hátterében (retroarc basin) jöttek létre (TARI ET AL. 1993).

A következő igen fontos szerkezetfejlődési fázis (D3 fázis) az oligocén közepétől a koramiocén késői szakaszáig tartó eltolódásos deformáció volt. A mozgás kezdetét az oligocén tonalit-intrúziók benyomulása jelezte 32-31 millió évvel ezelőtt. Valószínű, hogy már az intrúzió maga is eltolódásos kinematikájú vetők mentén történt. Az viszont kétségtelen, hogy ez után az Ottnangi-ig (19 millió év) változó intenzitású jobbos eltolódás történt a Balatonzónában (FODOR ET AL. 1998). Ekkor kerülhettek egymás mellé a Magmás-metamorf Zóna különféle metamorf fokú paleozoos kőzetei, a perm gránit-intrúzió tektonikus roncsai, az oligocén tonalitok és a Dunántúli-középhegységi-egység permo-mezozoos üledékes kőzetei.

A zóna belső felépítése Zalában részleteiben nem ismert, de a zóna szlovéniai szakasza alapján eltolódásos duplexek létével kell számolni (FODOR ET AL. 1998). Ilyen tektonikus lencsékben képzelhető el a zóna igen eltérő kőzeteinek előfordulása, amelyek törésmintázata hullámos lefutású (9. ábra).

A Balaton-zóna magában foglalja a Közép-dunántúli-egység legészakibb alzónáját (a DélKaravanka-alzónát) is, amely a mai formájában szintén eltolódásos duplexek rendszere lehet (9. ábra). A földtani szelvényekben ezen teljes zóna eltolódásos virágszerkezetnek tűnik.

A Balaton-zónától délre, a Dél-Zalai- és Kalnik-alegységek belső felépítését jobban ismerjük.

E területen DK-i vergenciájú rátolódások gyaníthatók, melyek egy része biztosan a szin-rift üledékek előtti (CSONTOS & NAGYMAROSY 1998). A rátolódások és Balaton-zóna menti jobbos eltolódás kombinációja a deformáció transzpressziós jellegére utal. A Dunántúliközéphegységi-egységen belül egyéb szerkezetek nehezen kapcsolhatók e fázishoz. Kivétel a Nagytilaji-vető lehet, mely mentén balos mozgást feltételezhetünk.

Az eltolódásos mozgások végén vagy az után, de még a badeni üledékek lerakódása előtt alakult ki a Bak-novai-árok mai szerkezete. Az árok tulajdonképpen egy szinklinális (KŐRÖSSY 1989, SKORDAI 2010), amit délről egy rátolódás határol. A rátolódás következtében fellépő rétegismétlődést a Zebecke Z-2 fúrás harántolta. Kisebb, ellentétes (déli) vergenciájú rátolódás a szinklinális keleti részén feltételezhető. A rátolódást nyugatról egy transzfer eltolódás határolja le. Keleti irányban a fő rátolódás a Balaton-Zóna északi eltolódásához kapcsolódhat.

16

9. ábra A projekt magyarországi részterületének kainozoos törésmintázata. Az egyes színek a különböző koru szerkezeteket jelölik: barna: Oligocén–korai miocén (D3fázis), sárga: Kárpáti–középső miocén, (D4-D5 fázisok) zöld: késő miocén – kvarter (D7fázis).

17

10. ábra A mezozoikum tetejének domborzata a kainozoos törésminta feltüntetésével

Valószínűleg a területet is érintette a 18,5-16 millió év között (ottnangi-kárpáti) végbement 40-50°-os nyugati (óramutató járásával ellentétes irányú) forgás, ami a Dunántúliközéphegység paleogén kőzeteiben is jelentkezik (MÁRTON & FODOR 2003). Ez a forgás már az egyik legfontosabb fázis, a Pannon-medence szin-rift fázisa részeként értelmezhető, mely 19 és 12 millió év között, az ottnangi-szarmata korszakokban ment végbe. E D4 deformáció extenziós, helyenként transztenziós jellegű volt. Ennek során jöttek létre a pre-kainozoos felület legmarkánsabb szerkezetei, alapvetően laposszögű lecsúszósíkok, meredekebb normálvetők, és eltolódások. A vetők között billentett blokkok vagy hátak (ridges) alakultak ki (8. ábra).

18

A lecsúszósíkok közül két fő elem húzódik a területen keresztül. A legjelentősebb a Kőszegihegység Penninikumáról induló lenyesés, amely metszi a teljes ausztroalpi takarórendszert és valószínűleg a Penninikum alatt is folytatódik lefelé (9. ábra). Ezen Rohonci-lecsúszósík (TARI & HORVÁTH 2010) mentén valószínűleg vetőkövek (greywacke-k) találhatók, amelyet értelmezésünk szerint a Szombathely-II fúrás el is ért. A lecsúszósík DNy felé Radgona (Radkersburg) felé folytatódik, ahol már magasabb tektonikai szinten a Grazi Paleozoikum és a Koralpe-Wölz egységek között húzódik. Innen ugyanaz vagy egy másik önálló lecsúszósík visszakanyarodik és Bajánsenye térségében éri el a szlovén-magyar határt. Egyelőre erre mint a „Baján lecsúszósík”-ra hivatkozunk (9. ábra). Mint említettük, a Baján M-I fúrás e laposzögű zóna késő-kréta aktivitására ad bizonyítékot, míg a miocén mozgást a levetett blokkban megjelenő hatalmas félárok (az Őrségi-árok) jelzi. A lecsúszósík DNy felé fordulva visszakanyarodik Szlovénia területe felé (9. ábra).

A két fő, görbült lecsúszósíkra kapcsolódva számos normálvető figyelhető meg a területen.

Ezek gyakran aszimmetrikus billentett blokkokat határolnak. A normálvetők mentén előfordulnak vonszolási vetők, míg az ellentétes dőlésű vetők között vetőkapcsolt szinklinlisok lépnek fel.

A kutatási terület északon a Kisalföld fő Kenyéri-medencéjét éri el. A Rohonci-lecsúszósík előtt a Jáki-árok, délebbre a Vend-árok jelenik meg. Ettől délre az Őrségi-félárok a Bajánlecsúszósík közvetlen levetett blokkjában helyezkedik el. Ettől délre, egy további normálvető levetett blokkjában húzódik a legmélyebb miocén medence, a Reszneki-árok, ahol a prekainozoos aljzat mélysége a 6 km-t is elérheti. Az Őrségi-ároktól ÉK-re található egy ívelt hát, mely összetett belső szerkezettel rendelkezik. Ez a Nádasdi-hát, amelytől tovább ÉK-re egy újabb árok jelenik meg, peremei változó polaritású normálvetők. Tovább É-ra az összetett Vasvár-Nagygörbői-árokrendszer lép fel, mely ÉNy-DK-i csapású. DK felé a Tapolcaimedencével szerkezetileg analóg, bár a kettő között egy sekély hát húzódik.

A project szlovéniai területrészének D3 és D4 fázisú szerkezetfejlődése az alábbi. A D3 tektonikai fazes vezetett a Murska Sobota-I extenziós block kialakulásához (sensu JELEN & RIFELJ 2010). Ezt É-on (Radgona-Vas rész-medence) és D-en (Ptuj-Ljutomer rész-medence) oldaleltolódásos árkok keretezik, amelyek a Radgona-Vas és Ptuj-Ljutomer törésvonalakat alkotják. Keresztirányban Ny-on (Maribori rész-medence) és K-en (K-i Mura-Orseg részmedence) szigmoidális süllyedékek keletkeztek (JELEN 2010). Az extenziós tágulás részben egyidős volt, ami a Murska Sobota-i transzpressziós blokk K-i irányú gravitációs süllyedését okozta.

A terület déli részén több K-Ny-i csapású szin-rfit árok húzódik. A peremi normálvetők északról a Hahóti-magaslatot határolják. A dél-zalai medencerészben szintén több igen nagy vastagságú pre-pannonóniai miocén üledékkel kitöltött árok húzódik (KŐRÖSSY, 1988). Ezen árkok peremvetői a D7 neotektonikus fázisban reaktiválódtak és jellegük (kinematikájuk) rátolódásossá vált.

A szlovén-magyar határon áthúzódó Ptuj-Ljutomer-Budafa tektonikus félárok az É-i Radgona-Vas tektonikus félároknál jóval mélyebb. A P7 - P9 szelvények szerint ezt vastag (12 km) kárpáti- korai bádeni üledékek (Haloze Fm) töltötték fel.

A normálvetők balos eltolódásokkal kombinálódnak. Az eltolódások a nagy normálvetőkről indulnak és valószínűleg az egyes normálvetők mentén fellépő differenciális megnyúlást (extenziót) kompenzálják. A Rába folyó alatt húzódik a legjelentősebb ilyen elem, melyet a számos szerző hagyományosan Rába-vonalnak nevez. Mivel a Rába-vonal értelmezése, definíciója és helye vitatható, és mivel elemzésünk alapján ez egy eltérő szerkezet, Viszákieltolódásnak hívjuk. Az eltolódás polaritása csapásban változik, és egyes szakaszokon igen meredek feltolódások csatlakoznak a fő vetőhöz. A polaritásváltás és meredek dőlés 19

megjelenik Viszáknál, valamint a Nemeskolta-Ikervári hát mentén. A balos eltolódás délen a Bajáni-lecsúszósíkra kapcsolódik, és nem folytatódik DNy felé.

A terület másik jellemző szerkezei elemei a jobbos eltolódások (D5 fázis). Ezeket a felszíni kibukkanásokból követhetjük Ny felé, mint pl. a Padragi-eltolódást. A Nagytilaji-eltolódás (TARI 1994) csak a felszín alatt nyomozható. Ezen NyÉNy-KDK-i eltolódások a szeizmikus szelvényeken meredek vetők, és helyenként rátolódásos mozgásjelleggel (kinematikával) kombinálódnak. Bár a jobbos eltolódások a szin-rift fázis alatt is működhettek, leginkább a szarmata második felében, 12 és 11 millió év között lehettek aktívak (MÉSZÁROS 1983).

A dél-zalai medencék szerkezeti invertálódásával jöttek létre a terület déli részén uraló redők (D7 fázis), melyek nyugat felé a Száva-redőkhöz kapcsolhatók (DANK 1962). A boltozatok és redőteknők 1-2 km amplitúdójúak, 5-15 km hullámhosszúak. A redők valójában vak feltolódásokhoz tartoznak, melyek a szinrift normálvetők inverziójával alakultak feltolódássá (11. ábra) (HORVÁTH & RUMPLER 1984). A gyűrődés pannon képződményeket érintette, amint ezt a formációk talpfelszín-térképein is igazoltuk. UHRIN ET AL. (2009) elemzése alapján a gyűrődés már a pannon üledékképződés közben megindult, mivel pl. a Szolnoki Formáció a redők tetején kevésbé homokos és vékonyabb. E megfigyelés alapján a szerkezeti inverzió, a D7 fázis 7,5 millió évvel ezelőtt megkezdődhetett, bár a folyamat elején a regionális poszt-rift süllyedés (D6 fázis) kompenzálta a lokális szerkezeti kiemelkedést.

A kőzettani adatok alapján a Murska Sobota-i blokk (JELEN, 2010) az óramutató járásával ellentétes irányú forgást szenvedett a pontuszi-kvarter / D7 tektnikus fázis során és É-felé kibillent, ami az É-i Radgona-Vas félárok enyhe összezárulását okozta. A halozei zerületen hasonló neotektonikus mozgásokat észleltek, amely a fő gyűrődést követően történt (MÁRTON ET AL. 2002).

A pliocénben és negyedidőszakban is folytatódott a Lovászi-, Budafai- és Beleznaiantiklinálisok gyűrődése (D7 fázis), habár annak mértéke a késő-miocén deformációs sebesség alatt maradhatott (11. ábra). Ezt a gyengén gyűrt lepusztulási felszínek is mutatják.

A kiemelkedő boltozatok aktívan befolyásolták a vízhálózatot: az antiklinálisok frontján eltérítették a Válicka és Kerka patakokat, míg a tetőzónában szárazvölgyek (wind gap) jöttek létre (FODOR ET AL. 2005).

11. ábra Késő-miocén – kvarter gyűrődés (D7 fázis), amely a miocén normálvetőket reaktiválta. A negyedidőszaki felület is gyűrött (FODOR ET AL., 2005).

20

4.3. Pre-kainozoos aljzat A projekt terület prekainozoos aljzata rendkívül összetett felépítésű, több szerkezeti egységből áll (12, 13. ábra), amely egységek ismertetését az alábbiakban adjuk.

12. ábra A T-JAM projekt terület prekainozoos aljzattérképe

21

13. ábra A T-JAM projekt területe prekainozoos ajzatának domborzta

4.3.1. Penninikum A terület ÉNy-i sarkában a Pennini-egység bukkan a felszínre, illetve a pre-kainozoos felületre. A Pennini-egység kőzettani felépítésében mezozoos törmelékes üledékek és bázisos vulkanitok zöldpala fáciesű metamorfózisával képződött metamorfitok (kvarcfillit, mészfillit, meta-konglomerátum és különféle zöldpalák) vesznek részt, amelyek a Kőszegi-hegységben a felszínen is közvetlenül tanulmányozhatók. A kiindulási kőzetek képződését a jurára, illetve a kora-krétára teszik (CSÁSZÁR 1997), a metamorfózis az eocén-oligocén során ment végbe, míg az egység hűléséhez köthető kiemelkedés döntően a miocén során ment végbe (BALOGH ET AL. 1983, DUNKL & DEMÉNY, 1997).

4.3.2. Grazi Paleozoikum és Ikervári Egység A Pennini-egységtől D-re és DK-re a Grazi paleozoikummal korrelált, kisfokú metamorfózist szenvedett képződmények (ún. Rábamenti Metamorfit Összlet; FÜLÖP, 1990) ismertek a mélyfúrásokban Szentgotthárdtól az ölbői területen át egészen a Mihályi-hát ÉÉK-i pereméig.

Innen tovább Szlovénia felé a medencealjzatban egy keskeny zónában feltételezhető jelenléte az osztrák határ közelében. A Mihályi-háton és környezetében mélyült fúrásokban feltárt kőzeteket FÜLÖP (1990) egy ópaleozoos (szilur?–devon) üledékciklus termékeiként értelmezte: a ciklus bázisképződménye szerinte a Nemeskoltai Homokkő, erre különböző fillitek (Mihályi Fillit) következnek vulkáni betelepülésekkel (Sótonyi Metavulkanit), majd devon karbonát (Büki Dolmit) zárja a rétegsort. Jellemző trend, hogy felfelé a rétegsorban egyre markánsabbá válik a meszes üledékképződés. A Szentgotthárdnál harántolt agyagpala

22

korrelációja és kapcsolata Mihályi Fillittel bizonytalan, így önálló egységként különítették el.

Az ide sorolt kőzetek egy része korrelálhatóak a Dunántúli-középhegységi-egység kisfokú variszkuszi metamorfitjaival, amelyek K-AR kora 315 millió év körüli (ÁRKAI & BALOGH 1989). Másfelől a Szentgotthárd környéki palák és a Mihályi fillitek K-Ar kora 180-116 Ma (ÁRKAI & BALOGH 1989). Ez már az alpi hegységképződéshez köthető. Többek közt éppen ez teszi lehetővé e kőzetek elkülönítését a Dunántúli-középhegységi-egység nagyon hasonló litológiájú kisfokú metamorfitjaitól.

Néhány fúrásban az erősen átalakult üledékek bizonytalanul azonosítható fosszíliákat tartalmaznak (Lombardia?. Tintinnida?, Echinodermata?), amely késő-jura, korai kréta képződési időt valószínűsít (JUHÁSZ & KŐHÁTI 1966). Noha ez a paleontológiai adat nem került megerősítésre, Haas et al. (2010) térképén Ikervári egység néven késő mezozoos metaszediment kőzetekből álló egységet tüntetett fel. Ennek szerkezeti helyzete a Grazi Paleozoikum és a Középhegységi egység közé tehető.

4.3.3. Koralpe-Pohorje-Wölz egység és kapcsolódó milonitok DNy felé haladva a Bajánsenye–M–1 (B–M–1) fúrásban az aljzatot eoalpi (kréta korú) metamorfózist szenvedett kőzetek építik fel (LELKES-FELVÁRI ET AL. 2002), amelyek főként gneisz és csillámpala, kisebb mennyiségben amfibolit (ritkán eklogit), továbbá alárendelten márvány és kvarcit összetételűek. E képződmények a Koralpe-Pohorje-Wölz takaró kristályos kőzeteivel azonosíthatóak. A Dunántúli-középhegységi-egység mezozoos kőzeteivel tektonikus kontaktussal érintkeznek (FODOR ET AL. 2003, HAAS ET AL. 2010).

A nem-metamorf kőzet kontaktusához közel, azok alatt a metamorfitok egy tektonikus ablakban bukkannak ki. A Koralpe-Pohorje-Wölz egység komoly deformációkat szenvedett és milonitosodott (átmenetileg ennek azonosítására a Baján Formáció munkanevet használtuk). Az Ar-Ar korok a fehér csillámok képződési korára késő krétát adnak.

Mindazonáltal egy későbbi reaktiváció a képlékeny vagy töréses fázisban szintén lehetséges, mint ahogy azt a Pohorje hegység feltárásai mutatják. A kőzetek deformációja a krai miocén végéig tarthatott.

A szlovén területrészen az ausztroalpi képződmények két fő csoportba sorolhatóak: az almandin-amfibolit fáciesűek az alsó-ausztroalpi takaró részei, míg a zöldpala fáciesűek a a felső-ausztroalpi egységhez tartoznak. A területen több mint 200 fúrás ismert, de ezek legtöbbje nem érte el a prekainozoos alzatot. A metamorf aljaztot az alábbi fúrások tárták fel: Ba-1/57 to Ba-5/58; BS-2/76; Dan-1/78; Dok-1/88; Fi-1/54 to Fi-9/56; Fi-11/57 to Fi-19/58; GB-1/87; Kor-1αg/08, Lipa-1/86; Ljut-1/88; Lo-1/58; Mb-1/90 to Mb-6/94; Mot-1/76; MS1/43 to MS-4/67; Mt-1/60 to Mt-3/61; Niko-1/08; Nu-4 and Nu-6/68; Pan-1/76; Peč-1/91; Rak-1/86; SG-1/54; St-1/82; Šal-2/79; Šom-1/88; T-1/69; T-4/87; T-5/03; V42; V49, Ve-1/57 and Ve-2/57. A fúrások zöme a Koralpe-Pohorje-Wölz egységbe állt le és mags-közepes fokú metamorfózist szenvedett polimetamorf kőzeteket tárt fel, amelyet alpi metamorfózis ír felül (FODOR et al. 2008, JANÁK et al. 2006). A kőzetek általában erős milonotosodást és nyírásos lineációt mutatnak.

23

4.3.3.1. A felső ausztroalpi egység: Kobansko és Magdalensberg Formációk A zöldpala fáciesű kőzetek csak Szlovéniából ismertek. A zöldpala fáciesű kőzetek alárendelten fejlődtek csak ki és főleg kloritos amfibolpalákat tartalmaznak biotittal, epidottal és albitos oligoklásszal. Ezeket a képződményeket a szericit-kvarcos fillitekkel Kobansko Formáció néven foglaljuk össze. A sorozat fillites részének jellegzetes kőzettípusai a metakeratofírek, ezek tufa, márga és szericit-klorit keverékeiből épülnek fel.

Fillites kőzetek Sotina és Goričko környékéről ismertek, ezek szericit-fillit, karbonátos fillit és kloritos fillit összetételűek. A márvány és a grafitos kvarcit alárendelt (PLENIČAR, 1970 a, b).

Kőzettani megjelenésük (metatufitok) hasonló a Magdalensberg Formáció felső részéhez, de az osztrák-magyar határ közelében a felső ausztroalpi takaró variszkuszi kisfokú metamorfózist szenvedett alsó paleozoos képződményeiként ábrázolják. A Magdalensberg Formáció nagyon alacsony fokú metamorfózist szenvedett pelágikus üledékeit egyetlen fúrás tárta fel (Šom-1/88) a terület ÉNy-i részén.

4.3.3.2. Az alsó-ausztroalpi egység: Pohorje Formáció A metamorf kőzetek másik nagy csoportját Szlovéniában a gneisz, amfibolit és eklogitlencsékkel tagolt csillámpala és alárendelten kvarcit és márvány kőzetek alkotják, amelyeket összefoglalóan Pohorje Formáció néven ismertetünk.

A Pohorje Formáció a középső- és felső-ausztroalpi takarók közvetlen K-felé történő folytatódását képviselik. A T-JAM projekt területén mindenhol 500-5500 m vastag neogén üledékek fedik. A kőzetek regionálisan polimetamorfózist szenvedtek erős alpi metamorf utóhatással. Az idősebb kőzetek nyomait csak cirkonon mért radiometrikus adatok igazolják (FODOR et al. 2008).

A Pohorje és Kobansko formációk metamorf kőzeteit a fúrási adatok tanúsága szerint változó erősségű milonitosodás érte. Az erősebb milonitosodás esetében, különösen a fillitesedett zónákban a kőzettani azonosítás (főként fúrómagok esetében) nehézségekbe ütközik. A Pohorje és Magdalensberg Formációk közötti kapcsolat részben feltolódások menti fillit, részben gneiszbe és csillámpalába fokozatos átmenetet képviselő fillit, részben különböző kőzeteket tartalmazó retrográd kőzetkomplexumok mentén történik. Az aljzat földtani értelmezése során ezeket a kőzeteket együttesen milonitok és fillitek csoportjaként ábrázoltuk, mivel jelenlegi ismereteink alapján további részletes bontásuk nem lehetséges

4.3.4. Dunántúli-középhegységi-egység, Magmás-metamorf zóna A Balatonfői- és a Balaton-vonal által határolt sávban javarészt ópaleozoos, üledékes eredetű, sziliciklasztos epimetamorf képződmények (Balatonfőkajári Kvarcfillit) találhatóak. A Zalaimedencében több fúrás (pl. Pördefölde Pd–1, Eperjehegyhát E–6, Pusztamagyaród Pu–5, Gelse Gel–1) is azonban ennél kisebb fokú (anchimetamorf) aleurolit-, illetve homokkőpalát harántolt. Más fúrások (Balatonhídvég Hi–1, Hi–2, Sávoly Sáv–7, Garabonc Gar–1) ugyanakkor ennél lényegesen nagyobb fokú metamorfózist mutató kőzeteket (gránátos csillámpala, andalúzit–biotit–szillimanit pala) harántolt. E képződmények egymáshoz való viszonya, ill. a metamorfózis kora javarészt nem kellően tisztázott. FÜLÖP (1990) szerint a Balatonfőkajári Kvarcfillit metamorf foka DNy felé nő, és ezzel magyarázza a nagyobb metamorf fokú képződmények megjelenését Balatonhídvég, Sávoly és Garabonc környékén, de nem ad magyarázatot a zóna folytatásában a Zalai-medencében megjelenő gyengén

24

metamorf képződmények helyzetére. Ugyanakkor e meglehetősen különböző jellegű metamorfitok jól értelmezhetők, ha a Balaton-vonal menti előfordulásaikat szerkezetileg a Periadriai eltolódási zóna folytatásának tekintjük (KÁZMÉR & KOVÁCS 1985, BALLA 1988, TARI 1994, FODOR ET AL. 1998), s a zónán belüli változatos metamorf fokú kőzeteket részint a Dunántúli-középhegységi-egységből, részint pedig pontosabban nem azonosított (ausztroalpi?) egységekből származó, tektonikus fragmentumokként értelmezzük.

4.3.5. Dunántúli-középhegységi-egység A terület legnagyobb része a Dunántúli-középhegységi-egységhez tartozik, amelynek pretercier aljzatát üledékes képződmények építik fel. A pretercier képződmények a Dunántúliközéphegység területén bukkannak felszínre, attól DNy-ra pedig a Zalai-medence aljzatát alkotják — több száz méter vastag tercier üledékkel fedetten. A vizsgált területen a pretercier aljzat csak a Keszthelyi-hegység területén és Sümeg környékén bukkan felszínre. A rétegsor legidősebb ismert tagját anchimetamorf ópaleozoos (Ordovician–Devonian) nyílttengeri agyagpala képviseli (Lovasi Formáció) (FÜLÖP 1990, BUDAI et al. 1999), amelyre jelentős üledékhézaggal települ a felső-permtől az alsó-krétáig terjedő, többé-kevésbé folyamatos üledékes összlet. Az alpi ciklusnak ebben a szakaszában képződött sorozatot a jelentős kompresszióval járó ausztriai fázis deformálta a kréta közepén, amely gyűrődést és a kialakuló szinklinális szárnyain több száz méteres amplitúdójú feltolódásokat eredményezett (Litéri-vonal, Veszprémi-vonal). A deformációt követő kiemelkedés során a jura és alsó-kréta képződmények csak a szinklinális tengelyzónájában őrződtek meg a lepusztulástól, míg a szinklinális szárnyain az erózió a triász képződményeket is jelentős mértékben letarolta. A felső-kréta rétegsor erre a deformált és lepusztult térszínre települ, jelentős üledékhézaggal és szögdiszkordanciával.

A Dunántúli-középhegység jellegzetes felső-perm képződménye a szárazföldi törmelékes kifejlődésű homokkő (Balatonfelvidéki Homokkő), amely — az alsó- és középső-triász képződményekkel együtt — a szinklinális DK-i és ÉNy-i szárnyán ismert. Nem zárható ki azonban az alsó-perm riolit jelenléte sem (Kékkúti Riolit), hiszen a vizsgált terület közvetlen szomszédságában több fúrás is feltárta a Tapolcai-medence aljzatában, pl. a Gyulakeszi Gy–5, a Káptalantóti Kt–3 és a Badacsonyörs Bö–12 (FÜLÖP 1990). A vizsgált területen a felsőperm homokkövet a Dióskál Di–5 fúrás tárta fel a Balaton-vonal É-i oldalán, több pikkelyben ismétlődve az alsó-triász képződményekkel (KŐRÖSSY 1988). Az alsó-triász sekélytengeri rétegsort ezen kívül a Szigliget Szi–1 fúrás is feltárta (BUDAI et al. 1999), amelynek alsó szakaszát (Indusi fázis) anhidrites dolomit és homokkő (Köveskál Formáció), felső szakaszát (Olenaki fázis) vörös aleurolit és sejtes dolomit (Hidegkúti Formáció), majd márga és mészkő alkotja (Csopaki Márga).

A középső-triász legalsó (alsó anizuszi) szakaszát sekélytengeri karbonátok alkotják: alul vékonyréteges sejtüreges dolomit (Aszófői Formáció), amelyre lemezes bitumenes mészkő (Iszkahegyi Formáció), majd ismét dolomit következik (Megyehegyi Formáció). Ugyanez az alsó–középső-triász rétegsor ismert a szinklinális ÉNy-i szárnyán is, a Kisalföld peremén mélyült Alsószalmavár Asz–1 fúrásban (HAAS et al. 1988). A középső-triász középső(középső-felső anizuszi) és felső (ladini) szakaszát túlnyomó részben mélytengeri mészkő, márga, tufit és kovás üledékek alkotják (Felsőörsi Formáció, Buchensteini Formáció), pl. az Ortaháza–7, –9, –34; a Kehida–3; a Bajcsa–I, –14; a Pusztaapáti–1 fúrásban.

A felső-triász alsó szakaszát (karni) intraplatform tengermedencében lerakódott márga és mészmárga alkotja (Veszprémi Formáció), felső szakaszán mészkő-betelepülésekkel (Sándorhegyi Formáció). A karni medencefáciesű rétegsor a Keszthelyi-hegység területén a

25

felszínen is ismert, ahol sekélytengeri platformkarbonátokkal (Edericsi Mészkő és Sédvölgyi Dolomit) fogazódik össze (BUDAI et al. 1999). Karni medencefáciesű rétegsort harántolt többek között a Hévíz–6, a Dióskál–7, a Pötréte–1, a Kehida Kd–3, és a Nagytilaj–2, valamint több nagylengyeli és ortaházai fúrás is (KŐRÖSSY 1988). A felső-triász felső szakaszát (nórirhaeti) nagy kiterjedésű és jelentős vastagságú sekélytengeri platformkarbonátok képviselik, amelyek alsó, kb. 1,5 km vastag szakaszát dolomit (Fődolomit), a felső néhány száz méterét pedig mészkő alkotja (Dachsteini Mészkő). A nóri dolomit a vizsgált területen felszíni elterjedésben is ismert a Keszthelyi-hegységben, míg a mészkő Sümeg környékére korlátozódik. A terület jelentős részén ismertek nóri–rhaeti intraplatform medencefáciesű képződmények is, amelyek alsó szakaszát bitumenes, lemezes dolomit (Rezi Dolomit), felső szakaszát márga, agyagmárga alkotja (Kösseni Formáció). Ezek szintén ismertek a felszínen a Keszthelyi-hegységben (BUDAI et al. 1999) és Sümeg környékén egyaránt (HAAS et al. 1984), a Zalai-medence aljzatában pedig több fúrás is feltárta őket, pl. Nagytilaj, Zalaszentmihály, Szilvágy, Kehida, Nagylengyel, Misefa és Pölöske környékén (KŐRÖSSY 1988).

Jura–alsó-kréta képződmények a vizsgált területen csak Sümeg környékén ismertek a felszínen, ahol az alsó-jurát sekélytengeri mészkő (Kardosréti, Pisznicei és Hierlatz Mészkő), a középső–felső-jurát pelágikus medencefáciesű bositrás vagy calpionellás mészkő („ammonitico rosso”) és radiolarit (Lókúti Formáció) képviseli (HAAS et al. 1984). A legfelső-jura–alsó-kréta tűzköves „biancone” típusú mészkőre (Mogyorósdombi Mészkő) pelágikus alsó-kréta márga következik (Sümegi Márga). A Zalai-medence aljzatában a különböző fáciesű jura–alsó-kréta képződmények kisebb eróziós foszlányokban őrződtek meg, pl. a Nagylengyel–Pölöske–Misefa–Nagytilaj–Szilvágy, valamint a Hahót környéki fúrásokban. Az apti–albai üledékciklushoz tartozó mészkövek Sümeg környékén a felszínen (Tatai Mészkő), illetve Nagylengyel környéki fúrásokban ismertek.

A felső-kréta üledékciklus képződményei diszkordánsan települnek az ausztriai fázis során meggyűrődött, kiemelkedett és lepusztult preszenon aljzat felszínére (HAAS et al. 1984). A szárazulati lepusztulási időszakot a túlnyomórészt triász karbonátokból álló térszín karsztosodása és bauxitképződés jellemezte (Sümeg környéke). A felső-kréta képződményeket a preszenon magaslatok területén sekélytengeri rudistás zátonymészkő képviseli (Ugodi Mészkő), míg a medencék területét pelágikus márga rétegsor uralja (Jákói és Polányi Márga). A szenon képződmények jelentős elterjedésűek a Zalai-medence és a Kisalföld aljaztában.

Szlovénia területén a Dunántúli-középhegységi-egységhez hasonló képződmények csak nagyon kis tektonikus, vagy eróziós maradványokból ismertek. Felső triász és kréta karbonátos kőzetek tektonikus lencséi és Gosau-típusú törmelékes kőzetek oldalirányú elmozdulások menti becsípődését feltételezik a Radgona-Vas tektonikus félárokban, illetve Murska Sobota blokk É-i részén.

4.3.5.1. A Ljutomer Öv A szlovéniai projekt terület D-i része mind kőzettanilag, mind szerkezetföldtanilag alapvetően eltér a Koralpe-Pohorje-Wölz egység felépítésétől. A K-Ny-i csapású Ljutomer törési övben felső paleozoos, mezozooos, különösen alsó triász törmelékes üledékes kőzetek fordulnak elő, amelyeket a Dunántúli-középhegységi-egység szlovéniai folytatásaként értelmeznek.

Közvetlen fúrásadat nem bizonyítja jelenlétüket a pretercier aljzatban. A Ljutomer övet a Murska Sobotai blokk felé feltolódás harántolja, míg D felől a D-i Karavankák karbonátos kőzeteivel határos. A Ljutomer övön belüli töréseket JELEN & RIFELJ (2009-2010) szerkezeti modellje is kimutatta. Az övet HAAS et al (2000) az É-i Karavankák tagjaként értelmezte.

Maga a Ljutomer törés a Periadriai törés meghosszabbításaként értelmezhető (pl. PLACER 2008).

26

4.3.6. Közép-dunántúli-egység A Balaton-vonaltól délre a Közép-magyarországi vonalig az ún. Közép-dunántúli-egység (HAAS ET AL. 2010) permomezozos képződményei alkotják a medencealjzatot, amelyeket kizárólag mélyfúrásokból ismerünk. A Dunántúli-középhegységi-egység déli Magmásmetamorf zónájával együtt ezek alkotják a Közép-magyarországi nyírási övet. Az egység három további alegységre osztható (HAAS ET AL. 2000, RÁLISCH-FELGENHAUER 2004): a Juliai–D-Karavankai, D-Zalai és Kalnik-alegységekre. Ezek egymással szerkezeti kontaktussal érintkeznek, azonban a szerkezeti viszony jellege és kora ismeretlen. A vizsgált terület északi és déli részén az országhatár közelében perm sekélytengeri, sziliciklasztos és karbonátos összletek ismertek (D-Karavankai alegység). Az Újfalu–1 (U–1) fúrásban feltárt, az alsó-perm mészkő feküjét képező sötétszürke szericitpalát feltételesen a karbonba helyezték. A perm képződmények szomszédságában középső-triász platform és medence fáciesű karbonátok találhatók.

Szlovéniában a D-i Karavankák paleozoos és mezozoos képződményei a Ljutomer övtől (Periadriai vonal) D-re találhatóak a Ljutomer övvel tektonikus kapcsolatban. Csak egy fúrás (DS-1/58) tárta fel az ide tartozó középső-felső triász karbonátokat. A szomszédos horvát területrészről három fúrásadat ismert Vuč-1 és 2, Vuk-1) Vučkovec és Vukanovec térségében.

Ezért itt az aljzattérkép nagyrészt interpretációkon alapul.

A terület D-i részén (D-Zalai alegység) nagyon kisfokú metamorfózist szenvedett perm evaporitos sorozatra települő triász karbonátok, triász–júra lejtő- és medenceképződmények, továbbá a Kalnik-alegységben jura-kréta melange-hoz sorolható képződmények (Inke Formáció) és felső-kréta (szenon) pelágikus márga (Gyékényes Formáció) ismertek a fúrásokból.

4.3.7. Tisza-egység A terület legdélnyugatibb csücskénél kis területen a Tisza egység közepes fokú metamorf kristályospalái alkotják az aljzatot, amelyre a Közép-dunántúli egység feltehetően kisebb mértékben rátolódhatott (CSONTOS & NAGYMAROSY 1998).

4.4. Eocén Eocén képződmények a projekt magyarországi részterületén (Zala) a KÉK-NyDNy-i csapású Bak-novai árokban ismertek, ill. Ortaháza környékén egy pikkelyben. Diszkordánsan települnek a felső kréta ill. triász képződményekre. A Bak-novai-árok a felső kréta üledékgyűjtő tengelyétől kissé D-re alakult ki kompresszió következtében, ahol a felső-kréta– eocén üledékek mindkét oldalon meredek szárnyú redőteknőbe (szinklinálisba) gyűrődtek.

Sávoly térségében, a Balaton-vonal zónájában új eocén előfordulásokra derült fény a MOL Rt. kutatásai eredményeképpen (JÓSVAI ET AL. 2005). A több száz m vastagságú felső-eocén rétegsort édesvízi kifejlődésű, Ostracoda-tartalmú sötétszürke, fekete, szenesedett növényi maradványokban és helyenként szénzsinórokban gazdag agyagkövek alkotják.

Az ALCAPA szerkezeti egység területén a középső-eocén fiatalabb szakaszában indult meg a Déli-Alpoktól az Északi-középhegységig kimutatható vulkanizmus, amely az oligocén idején teljesedett ki. Kitörési központjai a Zalától a Mátra területéig nyomozhatók, DNy–ÉK irányú vonulatban. A zalai területen mélyfúrásokban nagy vastagságban kimutatható andezitesdacitos összetételű vulkanitok (Szentmihályi Andezit Formáció) áttörhetik a Szőci Mészkövet és a Padragi Márgát is. Ennek a vulkanitnak a kora az elmúlt években erősen vitatott volt, tonalit intrúziókhoz kapcsolódó oligocén korú sekély magmás benyomulásoknak tartották (BENEDEK ET AL., 2001).

27

A szlovén projekt területen eocén korú képződmények a felszínről nem ismertek, csupán a P8 földtani szelvényben (IV. meléklet) jelennek meg márga és mészkő sűrű váltakozásából álló képződmények, helyenként karbonát breccsával, amelyek feltételezhetően eocén korúak.

4.5. Oligocén Az oligocén során az észak-zalai és Dunántúli-középhegység Ny-i peremterületein szárazulati üledékképződés folyt. A Csatkai Formációba sorolt, és a Zalai-medencében uralkodóan durvatörmelékes rétegsort egy DNy-ról ÉK felé tartó, Rába méretű folyó rakta le (BENEDEK ET AL. 2001). Az üledékek forrásterülete a Dunántúli-középhegységtől DNy-ra volt, de kisebb beszállítás D felől is valószínűsíthető. A kutatási terület ÉK-i részén jól kirajzolódik egy DDNy–ÉÉK irányú hosszanti folyóvízi összlet, melybe egy DK–ÉNy irányú kisebb csatorna torkollik (a miocén Pusztamiskei süllyedék alatt?).

A Balaton-zóna mentén az oligocénben intrúziók jöttek létre. A tonalitos jellegű testek nyugat felé a Periadriai-vonal mentén található magmás testekkel kacsolhatók össze, mivel mind korban (30-32 Ma) mind geokémiájukban igen hasonlóak (BENEDEK 2002).

A projekt szlovéniai területrészén oligocén üledékek a terület DNy-i részén találhatóak (JELEN & RIFELJ, 2011). A Ljutomer övben a Donat töréstől É-ra két oligocén formáció is található.

A Pletovarje Formáció homokos márgából, és alárendelten homokból áll. A Govce Formáció kvarchomokkőből, konglomerátumból és glaukonitos homokkőből áll. A Pletovarje Formáció kora késő (korai egri), míg a Govce Formáció képződése a késő oligocéntől a kora miocénig tartott. Az egységek különös geometriáját a P8 földtani szelvény D-i része mutatja (IV. melléklet), nagy valószínűséggel a Donat törészónában levő lencsékként.

4.6. Pre-pannon miocén 4.6.1. Eggenburgi-ottnangi A kora-miocén eggenburgi-ottnangi idején a vizsgált területen szárazulati üledékképződés folyt; a déli térségben a Szászvári Formációba tartozó, konglomerátum-kavics-homokkőaleurit és agyag képződményekből álló rétegsor rakódott le. A formációt Lenti térségében (Csesztreg, Kerkabarabás) és a Nagykanizsától D-re és DK-re (Zákány, Porrogszentkirály, Iharos, Iharosberény, Inke) lévő területen mélyült fúrások harántolták. A formáció diszkordánsan települ a mezozoos aljzatra, és rá üledékhézaggal települ a Budafai, Tekeresi és/vagy Lajtai Mészkő Formáció, vagy fiatalabb, Pannóniai üledékek. Helyenként a Szászvári Formáció vastagsága meghaladja az 1000 m-t (Gyékényes Porrogszentkirály Gyék–I fúrás).

Lokálisan tufa közbetelepülések (alsó riolittufa/Gyulakeszi Riolittufa Formáció) figyelhetők meg a szárazulati rétegsorban (Kerkabarabás, Inke és Iharos térsége).

A Dunántúli-középhegység Ny-i előterében a Csatkai Formációtól csak komoly nehézségek árán elkülöníthető alsó-középső-miocén Somlóvásárhelyi Formációt, amelynek horizontális lehatárolása is problémás, szárazföldi és édesvízi mocsári képződmények építik fel: kavics, konglomerátum, homok, agyag, agyagmárga, szenes agyag. Legnagyobb vastagsága 129 m (Nagygörbő Ng-1 fúrás), e rétegsorban az alsó riolittufa (Gyulakeszi Riolittufa Formáció) betelepülései is megfigyelhetők.

A kutatási terület ÉNy-i részén (Szombathely és Szentgotthárd környékén) kimutatható alsómiocén szárazulati lerakódások a Ligeterdői Formációba (Auwaldschotter) sorolhatók.

Anyaga az Alpok kőzeteiből folyóvízi szállítással került a nyugat-magyarországi üledékgyűjtőkbe. A formáció a mezozoos aljzatra települ. A Szombathely-II fúrásban a 28

Ligeterdői Formáció tektonikusan érintkezik a mezozoos aljzattal. Fedőjében badeni képződmények települnek. A vizsgált területen vastagsága néhányszor 10 m. A formáció korát az ottnangira és a kárpátira teszik, de ausztriai kutatási eredmények (PASCHER 1991) alapján valószínűsíthető a Formáció korának kora-badenire való kiterjesztése.

Megemlítendő, hogy a kutatási területen néhány fúrás vulkáni eredetű képződményeket is harántolt, így a Mecseki Andezit Formáció kőzeteit (Sávoly környékén) és a Gyulakeszi Riolittufa („alsó riolittufa”) lerakódásait. Ez utóbbi az alsó-miocén szárazulati összletekkel kapcsolatban mutatható ki.

4.6.2. Kárpáti – alsó Bádeni A projekt magyarországi részterületén a kárpáti – alsó bádeni üledékeket É-on a Rába vonal határolja, K-en a mezozoikummal szerkezeti vonal mentén érintkeznek, amely egészen a Balaton vonalig folytatódik, ettől D-i és K-i irányban találhatóak a képződmények. A D-i határ a Somogyudvarhely-Szigetvár szerkezeti vonal mentén húzható meg. A sorozat vastagsága nem ismert, mivel a fúrások zöme nem harántolta. Az Őrség-Lovászi mélyzónában (L-II fúrás) max. vastagsága 2000 m. Az üledékképződés az Őrség-Lovászi-Budafa- Oltárc területen zajlott, amely Ny-felé tengeri kapcsolatokkal rendelkezett.

A lepusztulási térszín főként mezozoos karbonátokból és pelites üledékekből állt (Őrség Ny-i része, a Balaton vonal menti paleozoos kőzetek), ezen kőzetek viszonylag rövid szállítási távolságon belül szétbomlottak. Ez az oka, hogy az egykori partvonalhoz képest aránylag kis távolságon belül már pelites üledékek találhatóak. Az üledékgyűjtő medence nem volt nagy kiterjedésű, a vastag pelites sorozat nem a medence mélységét jelzi, hanem azt, hogy az üledékbeszállítás mértéke lépést tartott a medencealjzat süllyedésével. Összefoglalva: a tengeri jelleg DNy-ról ÉK-i irányba egyre erősödött. A kárpáti durvaszemcsés fácies egy keskeny peremi zónára volt jellemző, a medence belsejét vastag pelites üledékösszlet töltötte ki. A peremekről származó erodálódott törmelékanyag behordása lépést tartott a gyors süllyedéssel, ezért az mindenhol sekélytengeri környezetben zajlott. A fácies jellegét a részmedencék nyílt tengerrel való kapcsolatának mértéke szabályozta (folyók által beömlő friss víz hatása a sótartalomra, süllyedés és feltöltődés mértéke).

A hasonló kőzettani jelleg miatt a kárpáti üledékek nehezen különíthetőek el a badeni képződményektől. A kárpáti korú kőzetekre főleg a brakkvízi fauna jellemző, amely folyamatosan megy át a bádenibe. A jelentős változás a bádeniben történt gazdag tengeri fauna megjelenésével, amely egy üledékképződési ciklushatár is egyben.

A projekt szlovéniai területrészén a kárpáti –alsó bádeni üledékeket a Haloze Formáció képviseli. JELEN & RIFELJ (2005c, 2006) szerint a Haloze Formáció üledékképződése egy „core complex” fázis üledékképződését mutatja, amely a késő ottnangitól a kárpátiig tartott egy szinrift fázis részeként.

A kárpátiban homokkő, konglomerátum, agyagos breccsa és konglomerátum, osztigapadok képviselik a Haloze Formáció alsó részét a Maribori részmedencében. D felé a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedencében homokos és kőzetlisztes márga, homokos márga és kőzetlisztes márga váltakozása és homokkő építi fel a kárpáti – alsó bádeni Haloze Formációt.

A korai bádeni korú tufa szintén része a Haloze Formációnak, éppúgy, mint a bizonytalan besorolású konglomerátum lithothamnium gumókkal. A Haloze Formáció legfelső részét homok, homokos márga és konglomerátum váltakozása építi fel, ami már az alsó bádeni része. A Haloze Formáció az aljzat KÉK-i csapású törések (Donat transztenziós törés, Rába vonal) menti süllyedését követve rakódott le (JELEN & RIFELJ 2003, 2004, 2005a, b).

29

A terepi megfigyelések szerint a Mura-Zala medence annak kialakulásától (kárpáti) egészen a korai pontusziig egy turbidites medence volt (JELEN & RIFELJ 2001, 2003). A Haloze Formáció kőzetei a Maribori részmedence Ny-i részéről és a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedence Ny-i részéről ismertek. A Mura-Zala medence középső részén a Murska Sobotai extenziós blokk területén a Haloze Formáció nem ismert. Ennek oka lehet részben a kiemelkedést követő erózió, vagy a lerakódás hiánya. K felé a Mura-Őrség részmedencében fúrások tárták fel. A Haloze Formáció vastagsága az 1300 m-t is elérheti a Maribori részmedencében, és nagyjából hasonló vastagságadatok ismertek a projekt magyarországi részterületeiről is.

4.6.3. Bádeni A kárpáti végén, ill. a medenceterületeken az alsó-bádeniben szerkezeti mozgások követeztében regresszió játszódott le, amit a több helyen megjelenő lápi kőszenes fácies és törmelékes képződmények jeleznek. Ez egy újabb kompressziós folyamattal zárul, ami a korábbi ÉK-DNY-i irányú fő szerkezeti vonal menti további térrövidüléshez vezet. Ekkor alakul ki a lovászi és a budafa-oltárci boltozat.

Ezt igen intenzív transzgresszió követette az Őrség-Lovászi-Budafa-Oltárc területen. Az ÉNyi-i szűk medenceterületet kivéve az egész D-Dunántúl sekély szigettenger lehetett.

Az Őrség-Lovászi-Budafa-Oltárc területen a badeni üledékek folyamatosan fejlődnek ki a kárpáti korú képződményekből. Ettől K-re a Rába-vonal és a Salomvár-Hottó-Nagytilaj vonal közötti területen a badeni üledékek nagy üledékhézaggal települnek a mezozoos üledékek erodált felszínére. A Salomvár-Hottó-Nagytilaj vonal és a Balaton-vonal közötti területen a badeni üledékek diszkordánsan települnek a paleozoos, mezozoos és eocén képződmények erodált felszínére. A Balaton vonaltól D-re a badeni üledékek bázisát nagyrész a kárpáti, kisebb területeken a mezozoos, paleozoos és ópaleozoos metamorf képződmények alkotják.

Mivel a bádeni tenger transzgressziója Ny-DNyi-i irányú volt, ezért a terület ÉK-i, kiemelt térszínű területeit, valamint a medencében levő rögvonulatok magasabb részeit már nem érte el a tenger.

Az ÉNy-i medenceterületen (Őrség-Lovászi-Budafa-Oltárc) az üledékképződés folyamatos volt, a bádeni bázisán települő sötétszürke, barnásszürke márga csak annyiban különbözik az idősebb márgáktól, hogy tufacsíkok települnek benne, és megjelennek a gazdag bádeni faunaelemek. A bádeniben ez a medencerész megmarad gyorsan süllyedő tengeröbölnek, amelyben az üledékképződés lépést tart a süllyedéssel. Az üledékanyag uralkodóan pelites.

A bádeni végén a nyílt tenger irányába ismét gát képződött és fokozatosan kiédesedő beltenger alakult ki a szarmatára. Erre a regressziós folymatra utal a homokkő rétegek túlnyomóvá válása.

A projekt szlovéniai területrészén a széles rift üledékkel való feltöltődése a szinrift fázis második szakaszában történt. A kárpáti/bádeni határon lejátszódó szerkezeti kiemelkedés és ezzel egyidejű eusztatikus tengerszint csökkenés eróziós diszkordanciát okozott a sekélyebb területeken, míg a medence mélyebb részein durva kavicsból álló hordalékkúpok rakódtak le.

A medence legmélyebb részein „éhező medence” körülmények alakultak ki. A hirtelen kiemelkedést és eusztatikus tengerszint csökkenést nagyon gyors süllyedés váltotta fel a kora bádeniben, ami transzgressziót eredményezett (JELEN & RIFELJ, 2001, 2004, 2005a, b). Ennek következményeként az alsó bádeni üledékek rálapolódnak a relatíve kiemelt helyzetű pretercier aljzatblokkokra. Mélyebb vízi körülmények a transzgresszió előrehaladtával

30

alakultak ki: algás mészkövek, iszapgazdag turbiditek, hemipelágikus márgák kezdték el feltölteni a medencét az intenzív süllyedés és tengerszint emelkedés következtében.

Egy extenziós kollapszus következtében a tektonikai blokkok posztrift süllyedése következett be, beleértve a legmagasabb helyzetű területeket is. Ez a folyamat, és az ezzel közel egyidőben zajló alpi kompresszió (MASSARI ET AL., 1986) az üledékképződésben bekövetkező változásokat idézette elő: homokban gazdag turbiditek lerakódása vált jellemzővé.

Ugyanakkor a partoktól távolabbi területeken a késő bádeniben progradáció figyelhető meg.

A részmedencék legmélyebb részeiben az eseményt „falling stage system tract (FSST)” jelzi.

A részmedencék sekély részeit a bádeni/szarmata határ közelében LST jellemzi. A medencék mélyebb részeiben az ezzel korreláló szekvenciahatár a homokban gazdag turbiditek felé mozdul el.

4.6.4. Szarmata A projekt magyarországi részterületén a szarmata alapvetően regressziós jellegű, de az egyenetlen medencealjzat mozgás következtében helyenként transzgressziós jelleget mutat.

Csökkent sósvízi képződmények jellemzik.

Az ÉNy-i medenceterületen (Őrség, Lovászi, Budafa), valamint az ehhez csatlakozó K-i peremen (Szilvágy, Barabásszeg, Nagylengyel, Bak, Nova) folyamatosan fejlődik ki a bádeniből, ahhoz képest regressziós jellegű. A medence középső részén uralkodóan homokos kifejlődésű. Az üledékgyűjtő legmélyebb része ekkor már a korábbi kiemelkedések (BudafaLovászi felgyűrődése) miatt a Szentgyörgyvölgy, Kerkáskápolna, Őriszentpéter, Kotormány térsége, ahol durvaszemű, helyenként aprókavicsos homokkő képződik. Ez nem partközeliséget jelez, hanem a peremekről a lejtőn gravitációsan áthalmozódó üledékanyagot, ami a legnagyobb mélységben tud felhalmozódni. D felé haladva a törmelékanyag egyre finomabb szemű, Lovászi és Budafa térségében már túlnyomóan pelites, aleuritos.

A medenceterület peremi részein a szarmata rétegek egyre vékonyodnak és márgásodnak, a magas szerkezeti helyzetű bádeni üledékeken kiékelődnek. A medence területen, valamint a peremi részeken a szarmata gyakorlatilag üledékfolytonosan megy át az alsó-pannonba. A szarmata képződmények durvatörmelékes biogénmészköves kifejlődését azokon a területrészeken találjuk, amelyek a bádeni folyamán a legmagasabb helyzetűek voltak és csak a bádeni legvégén érte el a transzgresszió.

A bádeni korszak végére a nyílttengerrel való összeköttetés leszűkült, a tenger sótartalma csökkent. A Földközi-tengerrel való kapcsolat megszűnt, csökkentsósvízi üledékek képződtek. A szarmata üledékek a medencében 100–200 m vastagságúak, míg a kiemelt hátakon legfeljebb néhány 10 m-es vastagságot érnek el.

A hidrogeológiai modell számára fontos volt a szarmata és bádeni tengeri kifejlődésű képződmények talptérképét megszerkeszteni, amelyek a pre-bádeni miocén, valamint oligocén folyóvízi üledékekre települnek, valamint Tinnyei és Lajta formációk (szarmata és bádeni törmelékes mészkövek) elterjedését, mivel ezek vízföldtani szerepe fontos. Ez a térkép csak a projekt magyarországi részterületére készült el (14. ábra)

31

14. ábra A szarmata és bádeni tengeri képződmények talptérképe. Szürke: szarmata törmelékes mészkő (Tinnyei Formáció), fehér: bádeni törmelékes ás algás mészkő (Lajta Formáció)

A projekt szlovéniai részterületén a kora szarmata TST során a partközeli részeken sziliciklasztikus üledékek és karbonátok rakódtak le, míg a medence mélyebb részein turbidit képződés folyt, amely még a posztrift fázis első szakaszába tartozott.

A Mura-Zala medence - mint az ALCAPA egység része - gyenge kinematikai inverziója a késő szarmatában zajlott, ami a K-európai litoszféra lemezzel történt végleges kollízió következménye volt. Ennek eredményeképp feltolódásos szerkezetek jöttek létre, mint pl. a “Pečarovci” és “Dankovci” szerkezetek, amelyekhez a mozgásokat követő durvaszemcsés üledékképződés társult. (cf. SADNIKAR 1993, 8. ábra; GOSAR 2005, 6. ábra).

A Maribori részmedence, a Radgona – Vas részmedence Ny-i része és a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedence Ny-i része a szarmata végén töltődött fel és a pannon transzgresszió során az üledékmáramlást biztosította.

A fentiekben leírt bádeni és szarmata szin- és posztrift képződményeket JELEN & RIFELJ (2005d) Špilje Formáció néven különítette el.

32

4.7. Pannóniai A pannóniai üledékek tárgyalásakor meg kell különböztetnünk a medencék (ilyen a T-JAM terület nagy része: Zala–Mura-medence, Kisalföld déli része) és a peremek (esetünkben a Dunántúli-középhegység és az Alpokalja szegélye) kifejlődéseit.

A pannon formációk talptérképét a teljes magyar és a szlovén projekt-terület K-i részére szerkesztettük meg (15. ábra).

15. ábra A pannon képződmények talptérképe (a tengesrzint alatt m-ben kifejezve)

A projekt magyarországi részterületén az alsó-pannóniai képződmények transzgressziós jelleggel települnek az idősebb képződményekre. A terület nagy részén (a pannon legelején kiemeltebb helyzetű, legtöbbször bádeni lajtamészkővel fedett hátakat leszámítva) folyamatos üledékképződést tapasztalunk a szarmata–pannóniai határon. Ez a határ a medencékben jellemzően pélites, faunaszegény üledékekben húzódik (Kozárdi ill. Endrődi Formáció), ezért helyzete igen bizonytalanul állapítható meg. A fúrások kútkönyveiben szereplő „pannon talp”-szintekről bebizonyosodott, hogy egymással korántsem egykorúak. A határ pontos meghúzásához makrofauna-leírásokra lenne szükség a fúrásokból — ilyen viszont csak kevés, ráadásul gyakran nem folytonos üledékképződésű helyről áll rendelkezésre.

A medencebeli alsó-pannon tehát általában az Endrődi Formációt alkotó márgával, mészmárgával kezdődik, ami jellemzően 100–400 m vastag, a peremek és egyes kiemelt hátak (pl. a terület déli részén lévő beleznai antiklinális) felett ennél vékonyabb. A vizsgált

33

területen csupán elvétve, néhány méter vastagságban jelenik meg a pannon talpán az elöntésre kerülő aljzat anyagából kialakuló báziskonglomerátum (Békési Konglomerátum).

A márgaösszlet felett megjelennek a 100–1500 m vastag Szolnoki Formáció turbiditjei, amelyek pélitbe ágyazva több méter vagy több tíz méter vastagságú homoktesteket tartalmaznak. A formáció legnagyobb vastagságát Csesztreg és Resznek térségében ill. a budafai antiklinális déli szárnyán és az attól délre húzódó árokban éri el (16. ábra). Mintegy 100 fúrás 1 m-es felbontással megvizsgált karotázsgörbéi alapján elmondható, hogy a homok aránya általában a jelenleg is kiemeltebb aljzatú területek (Belezna, Budafa, Ortaháza ill. a Középhegység pereme) felett kisebb, mint a közöttük lévő árkokban: a gerinceken 25–50, míg az árkokban 50–70%-os összesített homoktartalom jellemző (17. ábra). E kép alól kivételt jelent a szilvágyi mélyedésben tapasztalt, a tőle keletre lévő nagylengyeli magaslathoz viszonyítva csekély homoktartalom. A Szolnoki Formáció homoktestjei egyedi zagyáras események következtében jöttek létre, melyek között hosszú ideig pélit rakódhatott le, így a homoktestek egymással való összeköttetése igen korlátozott.

16. ábra A Szolnoki / Alsó Lendava Formáció vastagsága méterben

34

17. ábra A Szolnoki Formáció homoktartalma százalékban a projekt magyarországi részterületén, az alapul vett fúrások feltüntetésével

A Zalai-medence egyes részeinek sajátossága, hogy a Szolnoki Formáció fő tömegét megelőzően már megjelenik egy vékonyabb (általában 50–150 m vastag, a lovászi területen kivételesen 200–400 m-t is elérő) turbidites összlet, ami felett legtöbb helyen átmenetileg újra megjelenik az Endrődi Formáció, egyes igen mély medencerészeken viszont folytatólagos az átmenet a fő turbidites egységbe. Az említett ún. „alsó turbidit” jól körülhatárolható területen fordul elő (18. ábra), a szeizmikus korreláció tanúsága szerint azonban mégsem egyetlen eseményhez köthető, hanem északnyugatról délkelet felé fiatalodik. Hasonló irányú fiatalodás jellemző egyébként a mélymedencék összes többi pannon formációhatárára is, azoknál viszont a jelenséget az egykori Pannon-tó ÉÉNY–>DDK irányban haladó feltöltődése indokolja. (Emiatt a szeizmikus képre berajzolható képződményhatárok is rendszeresen metszik az időhorizontokat jelentő szeizmikus reflexiókat.). Ezt a fajta vizsgálatot (a „felső” és „alsó” turbidit szintek elkülönítése) csak a projekt magyrországi részterületére végztük el, mivel Szlovéniából nem állt rendelkezésre megfelelő szeizmikus adat.

A fúrások és szeizmikus szelvények együttes értelmezése alapján a Szolnoki formáció talp és tetőszintjeit a 19-20. ábrák mutatják

35

18. ábra: Az „alsó” turbidites szint előfordulása és a Szolnoki F. talpmélysége (tengerszinthez képest, méterben)

Hagyományosan jórészt az alsó-pannóniai összletbe sorolják a turbidit felett települő, uralkodóan masszív aleuritból álló Algyői Formációt is. Ez az üledék a Pannon-tó mély részeit fokozatosan feltöltő lejtőn rakódott le, így az egykori lejtő morfológiája tangenciális alakú „clinoform”-okként szépen kirajzolódik a szeizmikus szelvényeken. Az aleuriton belül csak néhány fúrásban találkozunk üledékszállító csatornák néhány méter vastag, elszigetelt homokjával, a lovászi területen viszont gyakorivá válnak akár 5–15 m vastag homokbetelepülések is a lejtő üledékeiben — annak alsó részén inkább turbiditszerű, felső részén már a később tárgyalt deltafront-homokokhoz hasonló jelleggel. Arrafelé emiatt az Algyői Formáció elhatárolása is bizonytalanabb.

36

19. ábra A Szolnoki / Alsó Lendava formáció (turbiditek) talpmélysége (tengerszinthez képest, méterben)

20. ábra A Szolnoki / Alsó Lendava formáció (turbiditek) tetőtérképe (tengerszinthez képest, méterben)

37

A lejtőüledékek felett immár sekélyvízi környezetben lerakódott üledékek következnek, melyek a hagyományos felosztás szerint a felső-pannóniai összletbe tartoznak. Az Algyői Formáció fedőjében néhány száz méter vastagságban pélit váltakozik az egykori deltafrontokon lerakódott, pár métertől akár több tíz méterig terjedő vastagságú, felfelé durvuló homoktestekkel. A homoktestek itt laterálisan nagy (akár több tíz kilométer) kiterjedésűek, rendszerint egymással is kapcsolatban állnak, így fluidumtárolóként igen jelentősek: ezek alkotják a régóta ismeretes ún. „hévizes szintet”. Ez a szint a hivatalos magyar formációbeosztás szerint az Újfalui Formáció alsó részének felel meg, mi az Újfalui Formációt szűkebb értelemben, csupán a deltafront (azaz a „hévizes szint”) megjelölésére használtuk.

Mivel ez az összlet képezi a T-JAM projekt hidrogeológiai és geotermikus modellezésének fő célját, ezért a delta-front üledékek talp- és tetőtérképét a projekt teljes területére megszerkesztettük (21-22. ábrák).

21. ábra: A deltafront-üledékek talpmélysége (Újfalui (Alsó Mura Formáció talpa) a teljes projekt területen (tengerszinthez képest, méterben)

A klasszikus Újfalui Formáció (s.l.) felső része már deltasíksági környezetben rakódott le — ezt a szakaszt összevont Tihanyi–Somlói Formációként kezeltük a magyar fúrásátértékeléskor (ennek okát lásd a medenceperemi kifejlődések ismertetésénél). A kiterjedt homokleplek helyett itt hosszan elnyúló, de oldalirányban keskeny, egymáshoz csak kevés esetben kapcsolódó, felfelé finomodó mederhomok-testek a meghatározóak, melyeket egymástól több-kevesebb ártéri agyag, aleurit választ el. A tó vízszintingadozásai a deltasíkságon még éreztették hatásukat, ezért felfelé durvuló homokbetelepülések még itt is előfordulnak — azaz, a deltafront és a deltasíksági összlet határa legtöbbször nem éles. A fúrásátértékelések során a rétegsorban alulról felfelé haladva elsőként megjelenő mederhomok-test alján húztuk meg e két képződmény határát, ám az így meghatározott „deltafront-tető” szintje néhol közeli 38

fúrások között is jelentős eltérést mutatott. Ennek magyarázata az lehet, hogy a deltasíksági összletben a fúrólyuk akár hosszabb szakaszon is a keskeny, szalagszerű mederhomok-testek között futhat, azokat elkerülve, így a felfelé finomodó mintázat nem jelenik meg. E hatást figyelembe véve az esetleg ellentmondó közeli fúrások közül a szelvények mentén mindig a legmélyebb „deltafront-tető” szintből kiindulva húztuk meg ezt a felületet.

22. ábra: A deltafront-üledékek tetőmélysége a teljes vizsgált területen (tengerszinthez képest, méterben)

Még feljebb haladva a rétegsorban már teljesen eltűnhet a tavi behatás: átérve az alluviális síkság üledékeibe már kizárólag a felfelé finomodó mederhomok-testekkel találkozunk. A formációbeosztás szerint ez a képződmény a Zagyvai Formáció része, litológiai ill. vízföldtani szempontból azonban igen hasonlónak tekinthető az Újfalui Formáció felső (deltasíksági) részéhez. A Zagyvai Formáció már csupán elszórtan, a terület (elsősorban a mélyebb medencerészek) pannon rétegsorainak legfelső pár száz méteres szakaszán azonosítható, és csupán igen nehezen választható el a fedőjében települő, szintén alluviális síkságon lerakódott (azaz felfelé finomódó mederhomok-testek és a köztük lévő néhány méter vagy néhány tíz méter vastag ártéri agyagszintek által felépített) Hansági Formációtól.

A fent leírt rétegsortól a medenceperemi pannon összetétele jelentősen eltér. A mélyvízi márgák, turbiditek és lejtőüledékek (Endrődi, Szolnoki és Algyői Formáció) itt hiányoznak, hiszen a magaslatokon a zagyárak és a progradáló lejtő nem jelent meg. (A lejtő jellegzetes képe a szeizmikus szelvényekről is hiányzik). Ehelyett kondenzált üledékképződés zajlott, melynek terméke a pélitből, uralkodóan aleuritból felépülő Száki Formáció. A felső-pannóniai képződmények azonban már itt is jelen vannak: a deltafront üledékei még csak néhol, 39

leginkább a mélymedencékkel határos részeken, a deltasíksági képződmények viszont gyakorlatilag mindenütt, ahol egyáltalán találunk pannóniai üledéket. Felszíni előfordulásban a deltasíkság üledékeit az egymástól csak bizonytalanul elválasztható Somlói és Tihanyi Formációba sorolják — ez az oka annak, hogy mi a mélymedence azonos képződményeire is ezt a besorolást alkalmaztuk. A Dunántúli-középhegység peremén néhol a helyben előforduló idősebb kőzetek anyagából álló, abráziós Diási Kaviccsal vagy a Kavics szintén abráziós, de homokból ill. jól koptatott gyöngykavicsból felépülő Kisbéri Kavics Formációval indul a pannon rétegsor. Ezek vastagsága általában néhány méter. Szintén a Középhegység peremén jelenik meg kisebb-nagyobb foltokban, legfeljebb néhány tíz méter vastagságban az egykori Pannon-tó hullámveréses partjának üledéke, a homokos-kavicsos (helyenként durvakavicsos) Kállai Kavics Formáció.

A felső-pannóniai képződmények között meg kell még említeni a Toronyi Formációt, ami a deltasíksági környezet egyes részein (gyakorlatilag a Kőszegi-hegység előterében, Torony, Szombathely, Felsőcsatár térségében) megjelenő lignites összletnek felel meg. A lignitszintek jelenléte ellenére az összlet egyéb tulajdonságai hasonlóak a többi deltasíksági kifejlődéshez (Somlói–Tihanyi Formáció); azoktól való elhatárolása is szubjektív, hiszen vékonyabb lignitbetelepülések gyakorlatilag bárhol megjelenhetnek a deltasíkság üledékei között.

A projekt szlovéniai részterületén a pannon üledéksorozat ugyanazokból a fő egységekből áll, mint a magyar oldalon. A pannon bázisát egy markáns transzgressziós esemény jelzi: nagy területeken, a Murska Sobotai extenziós blokk K-i és D-i részén karbonátos finomszemű üledék települ a pretercier aljzatra (DJURASEK 1988, 6, 12, 13 ábrák). A részmedencék sekélyebb részein ugyanilyen képződmények települnek diszkordánsan a szarmata üledékekre (cf. SADNIKAR 1993, 8. ábra). Ez a transzgressziós márga a magyar oldalon megfeleltethető az Endrődi Formációnak, míg Szlovéniában a Spilje Formáció (bádeni-pannon) legfelső részét tartalmazza. Helyenként a transzgressziót néhány m vastag (ritán néhány 10 m) báziskonglomerátum jelzi, igazolva a helyenként bizonytalan besorolású pannon bázisképződmények helyzetét.

E transzgressziót követően a medence fokozatosan feltöltődött üledékekkel, amelyek a anyaga a környező hegyvidékekről származott. A feltöltődés első lépéseként homokos turbiditek rakódtak le, ezek legnagyobb vastagságukat a Haloze–Ljutomer–Budafa részmedencében érik el. A turbiditek (amelyek Magyarországon Szolnoki Formáció néven ismertek) a Lendava Formáció alsó részét képviselik. A Lendava Formáció felső része a magyar Algyői Formációnak feleltethető meg, és és finomszemcsés lejtőüledékekből áll, helyenként kisebb homoktestekkel. A „klinoform” lejtőmorfológia a szlovén szeizmikus szelvényeken is jól látszott. Az egykori eltemetett lejtők É-D-i irányúak, egykori Ny-ról történő üledékforrást feltételezve. Ezen a feltételezett forrásterületről nem sok üledék jutott a magyarországi részterületre, amely inkább É-i irányból töltődött fel (UHRIN et al. 2009).

A Lendva Formáció a Mura-Zala medence ÉK-i részén ékelődik ki. Ebben az átmeneti zónában a lejtőüledékek nem fejlődtek ki mindenhol a progradáló delta nem kellően magas reliefje miatt. A Lendava Formáció csak ott fejlődött ki, ahol a delta kellően mély medencébe progradált. A horvát határ közelében a Lendava Formációnak vastag turbidit és lejtőüledékei táródnak fel. A tipikusan medencebelseji pannon üledéksorozat felszíni feltárásban történő megjelenése a medence jelenlegi peremén ritkaságszámba megy.

Egy korábbi definíció szerint a fedő Mura Formáció a pliocén alluviális üledékeket, sőt még negyedidőszaki képződményeket is tartalmaz. A képződmény definícióját JELEN et al. (2006) felülvizsgálta és a Magyar Újfalui Formációnak (s.l.) feleltette meg. Ennek értelmében a Mura Formáció deltafront és delta síksági üledékekre osztható. A deltafront üledékeket kőzetliszt és felfelé durvuló homokkő sorozatok építik fel, ez utóbbi fő termálvíztartó. A felfelé durvuló

40

jelleg alapján ez a képződmény a karotázsokon könnyen azonosítható (ellenállás, természetes potenciál és gamma). A delta síksági üledékek finomszemcsések felfelé finomodó és durvuló homoktestekkel, szenes rétegekkel és helyenként kavics betelepülésekkel.

Mint fentebb említettük a lejtőüledékek hiánya a Lendava Formációban a delta képződmények alatt a medencéből a peremi, szárazföldi környezetekbe való átmenetet jelzi. A forrásterület közelsége Ny-on és ÉNy-on a szemcseméretet is befolyásolta. Ennek eredményeképp a terület Ny-i részén a Haloze–Ljutomer–Budafa részmedencében a delta síksági üledékek felső részének 60%-át durvaszemcsés üledékek építik fel, míg Magyarországon ez arány 50% alatti. A K-Mura-Őrségi részmedencében a delta síksági üledékek 25%-0 kavics, ami K felé fokozatosan eltűnik: Magyarországon kavics csak elszórtan fordul elő delta síksági üledékekben. Az említett területeken, ahol a deltafront üledékek extrém módon durvaszemcsések a Mura Formáció felső részt nehéz elkülöníteni a feküjében található durvaszemcsés alluviális üledékektől.

A Mura-Zala medence pliocén folyóvízi üledékei a Ptuj-Grad Formációba tartoznak. A medence DNy-i részén kavicsos homok, kőzetlisztes homok, homokos kavics, kőzetliszt, kőzetlisztes agyag, és helyenként szenes rétegek építik fel a pliocén rétegsort. A Prekmurje régióban (a Mura folyótól K-re) homok, kavicsos homok, homokos kőzetliszt, agyagos, homokos kavics, bazattufa és bazalt tartozik a Ptuj-Grad Formációba.

4.8. Negyedidőszak A projekt magyarországi részterületén a negyedidőszaki képződmények aljzata felső- pannon Tihanyi Formáció (kb. a Rába völgy és attól ÉK-re), Zagyvai Formáció (a terület legnagyobb része) és Hansági Formáció (Lentitől É-ra egy medencében) (23. ábra) A negyedidőszakban a főleg nyugatról és északról érkező folyók munkája a jellemző, közel 50 m vastag homok és kavics jelzi a nyomukat, jellemzően a terület Ny-i szélén. A völgyek közötti hátságokon löszképződés folyt mely az idős kavicsok felett is megjelenik áthalmozott formában. Legfelül, most már a mai Zalához és az Alpokalja vízfolyásaihoz kapcsolhatóan, vékony terasz- ill. hordalékkúp üledékek találhatóak. Széles felső-pleisztocén terasz kíséri a Mura és Dráva mai völgyét. A kiöblösödő medencékben a pleisztocén-holocén folyóvízi összlet vastagsága a 70 m-t is elérheti. Az egyes rétegek gyorsan kiékelődnek, mindig diszkordánsan települnek a pannóniai feküre.

A negyedidőszak elején az Alpok fokozódó eljegesedése, a növénytakaró nagymérvű pusztulása következtében egyre több törmelék termelődött a hegyvidéki területeken, mely anyagot az időszakosan nagy vízhozamú és nagyesésű folyók a mélyebb medencetérszínekre szállították és szétteregették néhány 10 m vastagságban. Több ilyen nagy kiterjedésű és jelentős vastagságú kavics-szint ismert a Nyugat-Dunántúlról, s ezek anyagának jelentős része egy-egy folyóhoz köthető a kőzetanyag összetétele, szemcsenagysága, kerekítettsége (cpv) és morfológiai helyzete alapján (STRAUSZ 1949). Területünkre a negyedidőszakban a Rába, a Zala, a Mura és a Dráva ősei szállítottak és raktak le durva törmeléket.

41

23. ábra A magyaroszági terület kvarter talptérképe

A negyedidőszak folyamán a korábban keletkezett üledékek lepusztulása, áthalmozása igen intenzíven mentek végbe. E folyamatok azóta is többször megismétlődtek, s még a jelenkorban is tartanak, hatnak. A felszínalakító folyamatokról a kiemelt keskeny gerincek, hátak és meredek völgyoldalak formái, valamint a legfiatalabb löszök jelentős hiánya, nagy területeken elvékonyodott volta, átalakult jellege, a völgyoldalak alján felhalmozott anyaga tanúskodik.

A terület kiemelkedése valószínűleg a pliocénben kezdődött meg, és azóta is tart. A kiemelkedő területre alapvetően kétféle folyamat volt hatással: a csapadékosabb időszakokban időszakos vagy állandó folyók alakították a felszínt részint bevágódással, részint hordalékuk lerakásával. A száraz időszakokban a defláció játszott fontos szerepet. Ekkor jöhettek létre a zalai terület É–D-i irányú völgyei, melyek szélcsatornáknak, köztük levő hátak pedig yardangoknak tekinthetők (FODOR ET AL. 2005, CSILLAG ET AL. 2010). A Balaton és az azt megelőző tavak kialakulása is valószínűleg a kiemelt Dunántúli-középhegységről lebukó szeleknek köszönhető (CSILLAG ET AL. 2010).

42

4.9. A regionális földtani szelvények leírása 4.9.1. P1 földtani szelvény (I. sz. Melléklet) MARIBOR, (Apače, Cankova, Bajánsenye, Zalalövő, Zalaszentlászló) SZIGLIGET A P1 földtani szelvény iránya megközelítőleg DNy–ÉK-i. A Mura-Zala-medence számos részmedencéjén és kiemelt alaphegységi magaslatán halad át, a Keszthelyi-hg. területén a felszínre bukkan, és a Tapolcai árokban és a Balaton-felvidék vulkáni térségében végződik. A részmedencék, árkok és az aljzat kiemelt részei általában a kárpáti–középső-miocén korú Pannon Medence szinrift fázisa során jöttek létre, amely ebben az elemzésben a D4 fázisnak felel meg. Másrészről a pre-kárpáti szerkezetek általában a D1, D2 fázisoknak tulajdoníthatók.

A P1 szelvény Maribortól indulva áthalad a Maribor részmedence É-i részén és KÉK irányban folytatódik a Radgona – Vas részmedence területén. Szerkezetföldtani szempontból a szelvény a Radgona félárok területén halad át, éppen D-re a dél-burgenlandi küszöbtől. A kainozoos aljzat lépcsőzetes morfológiát mutat, amelyben a tektonikus blokkok nyilvánvalóan KÉK felé mélyülnek. Mindamellett, e vetőirányoknak megfelelően, az ÉK-i irányú DélBurgenlandi Küszöböt a lépcsőzetes morfológia ténylegesen jelzi, és a vetők szöget zárnak be a szelvényiránnyal. A pre-miocén aljzatban a mezozoos kőzeteknek, a paleozoos Magdalensberg és Kobansko (fillit) Formációknak és a milonitosodott Koralpe-Pohorje-Wölz Formációknak számos kisebb becsípődése figyelhető meg. Ezek a kőzetek valamennyien vékony egységeket képviselnek, amelyeket minden esetben szubhorizontális elnyíródási felületek határolnak. A pikkelyek eredetileg a D1 fázisú Ausztroalpi takarók részei voltak, de valószínűleg tektonikusan vékonyodtak el a D2 szenon extenziós deformáció és valószínűleg a pre-kárpáti miocén extenzió során (korai D4 fázis).

A kainozoos aljzat szerkezetföldtani térképe (JELEN, 2010) alapján néhány feltolódás látható a P1 szelvényen, ott, ahol az eléri a Murska Sobota kiemelt rögöt. Ezek (JELEN 2010) szerint invertált vetők lehetnek, és a “Dankovci-Pečarovci” reverz szerkezetekhez tartozhatnak, amelyek merőlegesek az KÉK-i irányultságra. Más értelmezés szerint ezek oldaleltolódások lehjetnek, amelyek belefutnak a fő lecsúszósíkba.

Néhány fúrás elérte a P1 szelvényen is látható pretercier aljzatot; a fúrások közül néhány viszonylag távolabb volt a szelvény nyomvonalától, ezért közvetlenül nem lehetett felhasználni őket az értelmezéshez. Nyugaton az aljzat az Alsó- és Felső-Ausztroalpi Egységek polimetamorf kőzetsorozataiból áll. A Koralpe-Pohorje-Wölz Komplex kőzettani szempontból csillámpalából és gneiszből áll, amelyek közé amfibolit települ, ezeket a Pohorje Formációba soroljuk. A formáción belül más kőzettípusok is megfigyelhetők és márvány és kvarcitlencsék is megjelennek. A milonitoktól a fillonitokig terjedő kőzettípusok egy takarócsomag részét képezik, bár maguk nem elkülöníthető takarók, a Kobansko és Magdalensberg Formációk bázisán jelennek meg a Pohorje Formációra való takarós rátolódás eredményeképpen, ez egy laposszögű képlékeny nyírózóna, egyfajta lenyesési zóna. Így, az áttolódási sík csupán jelképes. Az igazi áttolódási sík a fillitek és a Pohorje Formáció között, illetve a fillitek és a Magdalensberg Formáció között van, amely a Šomat területen található (Šom-1/88 fúrás) permi és triász takaróroncsokkal által lefedve. A legerősebb milonitosodás legvalószínűbben a D1 deformációs fázis egy nagy kiterjedésű kréta áttolódás során következett be milonitos szövetet eredményezve, amelyhez áthatoló foliáció és megnyúlási vonalasság társul.

A szelvény keleti részén triász és kréta kőzetek kisebb, izolált szerkezeti lencséi jelennek meg. A triász karbonátok tektonikus lencséi a legvalószínűbb, hogy a szélesebb Radgona–Vas dextrális oldaleltolódási zónában csapdázódtak. A szelvény legkeletibb részén, amely 43

Dankovci, Panovci és Šalovci térségében fut, a felső-triász és a Gosau kréta kőzetek egy nyugati reliktumát reprezentálják azoknak az üledékeknek, amelyek a magyar oldal pretercier aljzatában is elterjedtek. Ezeket valószínűleg a D4 deformációs fázis KÉK felé dőlő normál vetői lenyesték, lépcsőzetes aljzatmorfológiát kialakítva a riftesedett Ny-Pannon Medence területén.

A nyugati részen a Haloze Formáció pre-badeni üledékei vannak jelen. Ezekre a badeniszarmata koru Špilje Formációba tartozó üledékek települnek. A rétegsor kimutatható volt a terület egyik fúrásában (Šom – 1/88 fúrás 2358 m-re ÉNy-ra a szelvény nyomvonalától). A két formáció határának megállapítása a földtani szelvény alapján történt (JELEN & RIFELJ 2011).

Az A-3/00 fúrás alapján a Mura Formáció felső része a Mura alluviális üledékei alatt van jelen 40 m mélységig. A Mura és a Špilje Formációk határát a Ptuj-Grad Formáció pliocén és negyedidőszaki alluviális üledékei fedik. A P8 szelvénnyel való metszésponttól Ny-ra a Mura Formáció alatt a Lendava Formáció található. A Mura Formáció felső része a fúrásban található szénrétegek alapján a deltasíkság üledékihez tarozik, míg a delta front üledékek ott hiányoznak. Ez utóbbiak a Kor-1gα fúrásban jelennek meg, és K felé 300 m-re kivastagodnak.

A delta síkság üledékei jelentősen kivastagodnak K felé, de ott a Ptuj-Grad Formációval való határuk nem ismerhető fel. A Lendava Formáció nagyjából az A-3/00 fúrás alatt kezdődik, és K-i irányban fokozatosan fejlődik ki (vastagodik). A Lendava Formáció alsó (turbidites) részének vastagsága jelentősen megnő a Radgona – Vas részmedence fölött, amely egy üledékcsapda szerepét töltötte be a nyilvánvalóan ÉNy felől érkező turbiditek számára.

Tovább K felé, a Radgona – Vas részmedence és a K-Mura–Őrség részmedence között elhelyezkedő magaslat területén a Lendava Formáció alsó részének turbidites üledékképződése drasztikusan kivékonyodik, de a K-Mura–Őrség részmedence területén ismét kivastagszik.

A Mura Formáció üledékei ugyancsak K felé vastagodnak, a delta front üledékekre közel azonos vastagság jellemző a szelvény egész K-i részén. A Špilje Formációra a szelvény egészén közel azonos vastagságok jellemzőek, míg a Haloze Formáció — úgy tűnik — hiányzik a Radgona – Vas részmedence területén (a szelvény középső részén). A Haloze Formáció azután ismét megjelenik a K-Mura–Őrség részmedencében (a szelvény K-i részén).

A Murska Sobota magaslattól K-re a P1 szelvény áthalad a K-Mura–Őrség részmedencén és számos más fél-árkon, egészen a Nádasd magaslatig. Mindezek a szerkezetek a fő lecsúszósíkkal, nevezetesen a Baján laposszögű normálvetővel kapcsolatosak, amely a szeizmikus szelvényeken is kimutatható. A Baján-M-I fúrás elérte a Koralpe-Pohorje-Wölz egység erősen milonitosodott kőzeteit (a nem hivatalos “Baján Formáció” a pre-kainozoos térképen); a deformáció számos tektonikai fázisnak tulajdonítható, amelyek kora szenon vagy miocén (LELKES-FELVÁRI et al. 2002, FODOR et al. 2003). A mélyebb Ausztroalpi takaróegységek feltárultak a lecsúszósík alól, amely reaktiválta vagy átvágta a mélyebb Ausztroalpi és Dunántúli Középhegységi Egységek korábbi D1 áttolódási kontaktusát.

A félárkokat a Ligeterdői és Budafai Formációk (ottnangi,)–kárpáti–kora-badeni üledékei töltik ki, amelyek Ny-on a Haloze Formáció megfelelői. A Špilje Formáció megfelelői, a késő-badeni–szarmata-legalsó pannóniai formációk (Szilágyi, Kozárdi és Endrődi) (kevés kivétellel) nem mutatnak vetődést, és vastagságuk az idősebb félárkok fölött állandó; ez tisztán mutatja azt, hogy a D4 deformáció a Mura-Zalai-medence területén szünetelt a későbadenit megelőzően. Ezzel megegyezően, a késő-miocén (‘pannóniai’) formációk nem mutatnak észrevehető változásokat a vastagságot tekintve, arra utalva, hogy a Pannon Medencének ez a része fokozatosan töltődött fel.

44

Másrészről, a Nádasd Magaslattól ÉK-re (a P1 szelvényen K-re a Z- fúrástól) minden miocén formáció vastagságában nyilvánvaló változás figyelhető meg. Bár a Nádasd magaslat K-i oldalán kevés normál vető található, és a szintektonikus kárpáti–kora-badeni ék ismét megjelenik, a vastagságok mérsékeltek maradnak, és a Szolnoki Formációt megelőző egységek kiékelődnek, vagy drámaian kivékonyodnak Zalaegerszegtől K-re (Andráshida A–2 és A–4 fúrások). Mindemellett, a márgás késő-badeni–szarmata formációk kőzettanilag megváltoznak és meszesebbé válnak. Tovább ÉK-re, Vöckönd és Zalaszentlászló környezetében a Szolnoki Formáció is kiékelődik; ez tisztán mutatja a Dunántúliközéphegység egész miocén alatti kiemelt helyzetét.

Az andráshidai fúrások alatt a miocén normál vetők belefutnak és reaktiválnak egy idősebb lecsúszósík zónát, amely feltehetően egy kréta (D1) áttolódási sík. ÉK felé egy fő áttolódás mutatható ki amely a triász rétegsor megismétlődésében nyilvánul meg. Ez egy fő D1 áttolódás, amelyaz egész kutatási területen követhető, ÉK-ről D felé le a Balaton Zónáig. Az áttolódás úgy tűnik, a miocén során reaktiválódott, mert egy észrevehető flexúra mutatható ki a szenon és az idősebb miocén formációkon belül. A szelvény maradék részén számos szinklinális és áttolódás jelentkezik a mozozoos formációkon belül; ezek mind a kréta D1 deformációhoz köthetők. A P1 szelvény legkeletibb részén (a Tapolcai-árok alatt) két fő áttolódás azonosítható, a veszprémi és a litéri. Az előbbire egy fiatalabb az idősebben geometria jellemző, míg az utóbbiban a perm kerül a középső-triászra.

A Tapolcai-árok egy fiatal miocén (szarmata-pannóniai) szerkezetet képvisel. A peremvetők — mint a fácies elterjedés is mutatja — a pannóniai alatt aktívak voltak (CSILLAG et al. 2010), és az árok Gilbert-típusú deltaüledékekkel töltődött fel (SZTANÓ et al. 2010).. A pliocén bazaltvulkanizmus az erőteljesen erodálódott kürtőroncsok és maar-ok (NÉMETH & MARTIN 1999).

4.9.2. P2 földtani szelvény (I. sz. Melléklet) MARIBOR, (Murska Sobota, Csesztreg, Gelénháza, Zalacsány), HÉVÍZ A P2 szelvény közel párhuzamos a P1 szelvénnyel. Mindkettő ugyanabból a maribori pontból indul, KÉK felé haladnak és egymástól nagyjából néhány 10 km-es távolságban, közel párhuzamosan haladnak, a Mura folyótól K-re.

A P2 szelvény szlovéniai részének szerkesztése a JELEN et al. in 2006 alapján szerkesztett földtani szelvény figyelembe vételével történt. A P2 szelvény a Murska Sobota paleomagaslaton halad, amely egy extenziós allochton blokkot képvisel. KÉK felé a P2 szelvény nyomvonala becsatlakozik a Murska Sobota Antiform tengelyébe, és követi annak haladását a szlovén-magyar határ felé, KÉK-i irányban. A tercier aljzatmorfológia jól mutatja a több száz m mély Maribor részmedencét, amelynek aszimmetrikus határai a Ny-i peremén szintetikus normál vetőket jeleznek. A rendelkezésre álló (tektonikai) térképek alapján (JELEN 2010) ezek a vetők É–ÉNy-i trendet mutatnak.

A P2 szelvény szlovéniai szakaszán a pretercier aljzat kőzettani szempontból való értelmezése 8 fúráson alapul, amelyek elérték az aljzatot, és a szelvény nyomvonalán vagy annak közelében helyezkednek el. Az aljzat zömét az Alsó-ausztroalpi Egységhez tartozó Pohorje Formáció magas- és közepesfokú metamorfózist szenvedett kőzetei alkotják. A milonitoktól a fillonitokig terjedő kőzetek és a Felső-ausztroalpi Fillit Egység a Murska Sobota blokkban (extenziós, JELEN 2010 értelmezése) egy szerkezeti reliktumként vannak jelen, és a meredek lejtőkön, amelyek a keletre dőlő extenziós normál vetők mentén alakultak ki. Értelmezésünk szerint a markáns, a riftesedést megelőző szubhorizontális nyírási síkok átvágják a Murska Sobota transzpressziós blokkot, feltehetően elmozdítva azt egy kissé KÉK-i irányban.

45

A Maribor részmedence süllyedése nyilvánvalóan a pre-badeni során történt, minthogy a kitöltő üledék a kárpáti–alsó-badeni Haloze Formációhoz tartozik. A Maribor részmedence Ki részén a Haloze Formáció fedőjében a Špilje Formáció található. A két formáció határának felszíni megjelenését a földtani térkép alapján rajzolzuk be. A Be-2/04 fúrás szerint a Špilje Formáció vastagsága K felé nő, míg a Haloze Formáció fokozatosan kiékelődik. A rendelkezésre álló adatok tovább K felé nem tesznek lehetővé részletes értékelést, de nyilvánvalónak tűnik, hogy az É-i irányú vetők mentén történt süllyedés egy új kitölthető teret eredményezett a pannóniai idején (a Špilje Formáció lerakódását követően), amelyben a Lendava és Mura Formációk lerakódása történt. A P2 szelvény K-i részét a Lendava és Mura Formációk enyhén dőlő rétegsorai jellemzik. Mind a Mura Formáció, mind a Lendava Formáció K felé fokozatosan kivastagodik. A Lendava Formáció alsó, turbidites részének vastagsága nem növekszik amíg el nem éri a Kelet-Mura–Őrség részmedencét. A Lendava Formáció felső részének lejtőüledékei a Maribor részmedencében észlelt kb. 100 m-ről fokozatosan 250 m-re vastagodnak a Kelet-Mura–Őrség részmedence területén. A Mura Formáció alsó részének delta front üledékei hasonló trendet követnek, minthogy a szelvény középső részén jelennek meg és a keleti rész felé vastagodnak, ahol vastagságuk eléri a 400 m-t is. A Mura Formáció felső része is K-i irányban vastagodik, ám a fúrási adatok alapjána Ptuj-Grad Formációval való határa nem mutatható ki teljes biztonsággal.

A P2 szelvény keresztülhalad a Resznek részmedencén, amely feltehetőleg a Mura-Zala medence legmélyebb része. Mint az a P1 szelvényen is látható, ez a mély félárok az alacsonyszögű Baján lecsúszósíkhoz köthető. A P2 szelvény magyarországi részén a szinrift (D4) szerkezetek nagyon ritkák. Az egyetlen felismerhető szerkezeti elem a nagytilaji vető Nagylengyel mellett (TARI 1994), amely úgy tűnik, minden középső-miocén formációt és a késő-miocén formációk legalsó részét deformálja. A Keszthelyi-hegység irányában kevés olyan késő-miocén vető mutatható ki, amely a ‘pannóniai’ formációk mérsékelt vastagodását eredményezi a nyugati levetett blokkszárnyon.

A pre-miocén aljzatot érintő vetősorozatok és áttolódások a P1 szelvényen láthatókhoz hasonló futásúak. Két szinklinális központjában jura formációk vannak jelen.

4.9.3. P3 földtani szelvény (II. sz. Melléklet) SLOVENSKA BISTRICA (Ptuj, Ljutomer, Rédics), ORTAHÁZA A P3 szelvény közel párhuzamos a P1 és P2 szelvénnyel, és 10–20 km-re D-re halad a P2 vonalától, KÉK irányban. A Maribor részmedencében indul és pontosan a Ptuj – Ljutomer – Budafa félárok központi részén halad át, ahol a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedence található. Ez utóbbi belesimul a Ptuj Szinformba. Tengelyének iránya magyjából megegyezik a P3 szelvényével. A neogén aljzat morfológiája — kisebb kivételekkel a szelvény középső részén — K felé fokozatos mélyülést mutat. Ahogy a letörés mentén halad, a domborzatanomáliák nem mutatnak szükségképpen jelentős tektonikai szerkezeteket.

A szelvények megszerkesztéséhez felhasznált alapadatok négy, viszonylag mély fúrásból, valamint számos, a szlovéniai szénhidrogén kutatás belső jelentéséből vett adatokból származnak. A P3 szelvény viszonylag egyszerű szerkezetet mutat, amelyen a neogén képződmények bázisát alkotó morfológia anomáliái a litosztratigráfiai határok geometriájában is tükröződnek, poszt-pannóniai deformációkra utalva.

A P3 szelvény a szlovéniai részen az aljzattal kapcsolatban semmi különleges jellemzőt nem szolgáltat, mivel párhuzamosan fut a Ptuj-Ljutomer-Budafa félárok középső részével. Számos fúrásból, amelyek a szelvény nyomvonalán vagy a nyomvonalhoz közel helyezkednek el,

46

csupán egyetlen fúrás (Ljut-1/88) érte el a pretercier aljzatot. Ezáltal a szelvényen az aljzat geológiája jobbára csak következtetéseken alapul.

A Ljut-1/88 fúrás harántolja a felső-triász dolomit vékony rétegét és alatta a milonitosodott gneiszet. A hidrogeológiai jellemzők arra utalnak, hogy a dolomit csak egy kisebb, izolált kőzettestként jelenik meg. Mivel a dolomit közvetlenül metamorf kőzetekre települ, szerkezeti helyzete bizonytalan. Számos feltételezés van, amelyek közül a legvalószínűbb az, hogy ez a dolomit egy takaróroncs része, amely a Déli Karavankáknak az ALCAPA Egységre való rátolódásából származik.

A késő-paleozoos (mezozoikumig) és az alsó-középső-triász formációk meglétére vonatkozóan nem áll rendelkezésre közvetlen adat, leginkább a Dunántúli-középhegység törmelékes kőzetei vannak meg a fúrásokban. Ezek a szelvény nyugati felén és a szelvényterület K-i oldalán mutathatók ki, és feltételezhetően a Pohorje Formáció tektonikusan metamorf kőzeteire települnek. Ez az öv az átmeneti Ljutomer övként ismert, amelyet az értelmezések szerint a Pohorje Formáció (Alsó-ausztroalpi egység) irányában feltolódás határol, és a Ljutomer vetőzóna közel K–Ny-I meredek oldaleltolódásai vágják át.

A vetőket megközelítőleg a JELEN (2010) által javasolt szerkezeti modell nyomán tüntettük fel. A fővetőket feltolódásokként ábrázoltuk, amelyek a kréta kompressziós időszak (D1) során, illetve később, feltehetően a késő-oligocén végén–kora-miocén elején) oldaleltolódásként reaktiválódtak (a D3 tektonikai fázis során). Később, a legutóbbi kompressziós deformációs szakaszban (D7) feltehetően ismét reaktiválódtak mint feltolódások.

A Haloze Formáció jelenléte a szelvény Ny-i részén csak feltételezhető, mivel a Maribor részmedencében É felé kimutatható (lásd P1 és P2). A legmélyebb, ljutomeri (Ljut-1/88) fúrás adatainak értelmezése alapján valószínűsíthető, hogy a szelvény középső területén hiányzik a Haloze Formáció. Másrészről, a magyarországi adatok alapján úgy tűnik, hogy a szelvény legkeletibb részén jelen vannak a pre-badeni üledékek. Itt feltehetően meredek, nyugat felé dőlő normál vetők határolják a kárpáti-középső-badeni korú félárkot.

A Lendava Formációnak a a szelvény Ny-i részén való hiányát (kiékelődését) alátámasztják a Ha-2/59, Ha-1/59 és Ljut-1/88 fúrások adatai. A Lendava Formáció mélyebb részének turbiditjei a szelvény K-i részén hiányoznak a lejtőn, és a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedence középső részén kivastagodnak, mintegy 450 m vastagságot elérve, és egy viszonylag állandó vastagságban vannak jelen. K-i irányban a vastagságuk nő, és a részmedence legkeletibb részén eléri a több, mint 1000 m-t. A Lendava Formáció mélyebb részének lejtőüledékei a Maribor részmedence területén hiányoznak, és a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedence irányában jelennek meg, ahol elérik 100–300 m-es átlagvastagságukat.

A Mura Formáció egységesen kifejlődött az egész szelvény területén, és a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedence területén egy viszonylag állandó vastagsággal jellemezhető. A delta front üledékek 100–250 m vastagságúak, míg a delta síkság üledékek vastagsága 200 m-től több, mint 800 m-ig változhat. A Mura Formáció és Ptuj-Grad Formáció határa szinform megjelenésű, ami a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedencének a szelvénnyel való közel párhuzamos irányából fakad. A Ptuj-Grad Formáció a szelvény középső részén a legvastagabb, ahol vastagsága a 850 m-t is eléri.

47

4.9.4. P4 földtani szelvény (II. sz. Melléklet) FELSŐCSATÁR (Szombathely, Vasvár) ZALACSÁNY A szelvény a Pennini egység felszíni előfordulásától indul. A Rechnitz lecsúszó sík mentén érintkeznek a levetett szárnyon elhelyezkedő Ausztroalpi takarók (Grazi Paleozoikum) és az alsó egységben elhelyezkedő jóval mélyebb Penninikum. A lecsúszósíkot a Szombathely-II fúrás harántolta. Ez a jelentős, laposszögű vető harántolja Ny-on a jáki árkot. Az árkot kárpáti–kora-badeni szintektonikusan kiékelődött üledék tölti ki. Tovább K-re, Egyházasrádócnál (Rád-2 fúrás) az aljzat emelkedik. Ezt a hátat DK-en egy szubvertikális oldaleltolódás határolja, amely a viszáki vetőnek a folytatása. Számos antitetikus normál vető után a miocén képződmények fokozatosan kivékonyodnak és kiékelődnek a Dunántúliközéphegység felé eső oldalon. Jól megfigyelhető a Szolnoki Formáció medencebeli turbiditjeinek kivékonyodása. Megjegyzendő, hogy a szállítási irány merőleges a szelvényre (UHRIN et al. 2009).

A pre-miocén aljzatot a D1 kréta deformációs fázis áttolódásai és gyűrődései jellemzik. A Nagytilaj melletti szinklinális magjában jura–kora-kréta korú kőzetek vannak, míg a legfelső triász a zalalövői szinklinálisban van meg. Az áttolódások korrelálnak a P1 és P2 szelvényekben láthatókkal. Az egyik áttolódás Vöckönd mellett (Vö–2 fúrás) a középsőmiocén során reaktiválódott; ez a szarmata dextrális oldaleltolódások akkomodációs szerkezetét mutatja.

4.9.5. P5 földtani szelvény (III. sz. Melléklet) NEMESRÁDÓC, (Zalaszetmihály, Hahót, Nagykanizsa) SZENTA A P5 szelvény a P4 szelvény folytatása, és eléri a kutatási terület legdélibb részét. Északon áthalad a Bak-Nova árok területén, amelyet eocén üledékek és magmás kőzetek töltenek ki.

Mint a szelvényen és a térképen is látható, ez egy szinklinális, amelyet délen egy feltolódás határol. Ez a szerkezet a Balaton zóna deformációjának része, amely a szelvényen egy széles oldaleltolódási zónaként jelenik meg. Különböző vetőágak határolják a Magmás-Metamorf Zóna (Dunántúli-középhegységi Egység) kőzeteit, az oligocén tonalit testeket és a Déli Karavanka Zóna permi és mezozoos kőzeteit. Ez a transzpressziós virágszerkezet a D3 fázis során alakult ki (késő-oligocén – kora-miocén), azonban a késő-miocén alatt reaktiválódott, mivel a pannóniai formációkat különböző vastagságok jellemzik a két szárnyon (UHRIN et al.

2009); végül, a neotektonikus inverziós D7 fázisban ismét reaktiválódott.

A virágszerkezeten belül a D1 feltolódás nyoma feltételezhető a permi és mezozoos formációk közeli térbeli helyzete miatt. Ez a szerkezet feltehetően a litéri és/vagy veszprémi feltolódásoknak az elmozdult szakasza.

Ennek a D7 fázisnak a vetői a P5 szelvény D-i részén dominálnak. A vastagságkülönbségekből látható, hogy a gyűrődés már a késő-miocénben megkezdődött (lásd a Szolnoki Formáció változásait), és egészen napjainkig tartott (FODOR et al. 2005). A gyűrődések belsejében a prepannóniai miocén képződmények látványos kivékonyodása arra utal, hogy a gyűrődések a korábbi, feltehetően a D4 fázis szinrift árkainak reaktiválódásai, amint ezt HORVÁTH & RUMPLER (1984) is feltételezi.

Ezek a miocén deformációs fázisok a korábbi szerkezetekhez illeszkednek. Bár a különböző mezozoos egységek jelenléte kétségtelen (HAAS et al. 2000), a Déli Karavanka, Zala és Kalnik egységek egy feltolódási sorozatot reprezentálnak (felülről lefelé), mint ahogyan ezt HAAS et al. (2000) és CSONTOS & NAGYMAROSY (1998) véli. Mindezek az egységek a Közép-

48

Dunántúli egység részei, amely különböző komoly változásokon ment át a D3 oldaleltolódásos fázis során.

4.9.6. P6 földtani szelvény (III. sz. Melléklet) SZENTGOTTHÁRD (Ivánc, Zalalövő, Szilvágy, Zebecke, Ortaháza, Bázakerettye) LETENYE A szelvény a nyugati részén látható a Rechnitz lecsúszósík. Egy hatalmas félárok, a RadgonaVas félárok található ennek a laposszögű D4 fázishoz tartozó normál vetőnek a levetett szárnyán. A félárkot (ottnangi?)–kárpáti–kora-badeni üledékek töltik ki, amelyek az Ir-2 fúrás előtt kiékelődnek. Az árkot a D4 fázisban képződött viszáki oldaleltolódás két részre osztja.

Ez valószínűleg balos vető, amely transzfer vetőként működik a különböző (laposszögű) normál vetők között.

A Rechnitz lecsúszósík adja a Grazi Paleozoikum és a Dunántúli-középhegységi Egység tényleges határát. Lefelé eléri a mélyebb Ausztroalpi Egységet és valószínűleg a Pennini Egységet is, és ilymódon keresztülhalad a takarósorozaton.

Szilvágy és Zebecke környékén a P6 szelvény áthalad a Bak-Nova árkon. Ezt vastag szenon és eocén képződmények építik fel, hasonlóan a P5 szelvényhez. A P6 szelvényen a déli határ nyilvánvalóan egy áttolódás, míg a Zebecke Ze-2 fúrásban a triász feltolódott az eocén formációkra. Mint a P5 szelvénynél már említettük, ez a feltolódás a Balaton Zóna transzpressziós deformációjának a része. A deformációt a badeni Lajta Formáció zárja, amely az Ortaháza melletti Hahót-Kilimáni Hát nagy részét fedi (SKORDAY 2010).

A Balaton Zóna pozitív virágszerkezete D felé tovább folytatódik, de a budafai antiklinális (Bázakerettye) által bonyolult szerkezeti helyzet áll elő. Ezt a klasszikus inverziós szerkezetet számos publikáció ábrázolja (pl. HORVÁTH & RUMPLER 1984, DANK 1962). A szeizmikus és vastagsági adatok értelmezéséből látható, hogy a gyűrődés egy szinrift árok, a Haloze–Budafa árok reaktiválódása. A kárpáti sorozat csupán az antiklinális magjában van meg, és a későmiocén üledékek jóval márgásabbak az antiklinális (korábbi árok) területén, mint a szárnyakon (Or-34 fúrás: mészkő).

Mivel az összes pannóniai képződmény meg van gyűrődve, a végső D7 gyűrődés kora nyilvánvalóan legkésőbbi miocén–kvarter. Mindazonáltal, mint ahogyan azt UHRIN et al.

(2009) megjegyzi, a pannóniai formációk vastagság változásai egy topográfiai magaslatnak (korai gyűrődésnek) már a pannóniai idején történt kialakulását jelzik.

4.9.7. P7 földtani szelvény (IV. sz. Melléklet) ŠENTILJ (Maribor, Ptuj) HALOZE A P7 földtani szelvény alapját a JELEN et al. (2006) által korábban megszerkesztett földani szelvény képezi. A szelvény Šentilj-től DK felé halad, átmegy Ptuj-on, és folytatódik a Haloze térségben. A P7 szelvény keresztezi a dél-burgenlandi extenziós blokkokat és a Murska Sobota térségi extenziós blokk legnyugatabbi részét, valamint a Ptuj – Ljutomer – Budafa félárok területét. A szelvény legészakibb részén a Haloze Formáció és Špilje Formáció É felé dőlő képződményei a Cmurek részmedencéhez tartoznak. A Dél-Burgenlandi Küszöb déli oldalán ugyanez a rétegsor D-i irányban dől, és a Maribor részmedencéhez tartozik. Tovább D felé a Špilje Formációt és Haloze Formációt a Lendava és Mura Formációk hiánytalan rétegsora fedi. Az említett rétegsor a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedencéhez tartozik. D-i irányban a P7 szelvény keresztezi a KÉK irányú

49

oldaleltolódások rendszerét, amely a Periadriatikus Zónához tartozik Ljutomer és Donat vetőzóna).

A pre-neogén aljzat morfológiáját erősen tükrözi a litosztratigráfiai egységek geometriája, arra utalva, hogy a deformáció kora tulajdonképpen post-pontusi. A legnagyobb csapásmenti elmozdulás a Ljutomer törési zóna egyik középső vetőrendszere mentén figyelhető meg, ahol a Donat vetőzóna mentén történt D-i irányú transzpressziót a Ljutomer törésvonal is befolyásolta (FODOR et al., 2002).

A P7 szelvény teljes nyomvonalán a pretercier aljzatra vonatkozó kőzettani adatokat kizárólagosan néhány, Mariborhoz közeli fúrás szolgáltat. Egy milonitréteg úgy tűnik, befedi a nyugat-maribori árok lejtőit, míg maga az árok, és a Murska Sobota blokk nyugati része az értelmezésünk szerint a Pohorje Formáció gneisz és csillámpala összletéhez tartozik. Ez az egység folytatódik a Ljutomer vetőzóna irányában, ahol a késő-paleozoos–mezozoos kőzetek, és az alsó-triász képződmények (uralkodóan a Dunántúli-középhegység törmelékes kőzetei) képeznek egy keskeny övet. A tektonikus kontaktust egy enyhe dőlésű feltolódásként reaktivált normál vető képezi. A déli blokkban, a Déli Karavankák karbonátos kőzeteit a dextrális oldaleltolódásos Ljutomer vető választja el a Dunántúli-középhegységtől. A nagyobb mélységű területek rétegsoraira vonatkozóan nincsenek adataink, így egy átlagos rétegsort ábrázoltunk. A Ljutomer vetőzóna feltehetően még a neotektonikus fázisban (D7) is aktív volt. A horvát féllel való együttműködés esetén jobb értelmezést tudnánk adni.

A Haloze Formáció kárpáti–kora-badeni korú üledéke a szelvény teljes hosszában jelen vannak. Az antiklinális geometria közel É–D irányú, poszt-badeni gyűrődésre utal, amely ott a Maribor részmedence inverzióját jelzi. D-i irányban, a teljes neogén rétegsor szinformális meghajlása azt mutatja, hogy a meghajlás a Mura Formáció lerakódását követően történt. A Lendava Formáció turbidites üledékképződésének kezdete a Ptuj – Ljutomer szinklinálisban azt jelzi, hogy a Maribor részmedence területéről ez hiányzott.

A szelvény déli részén az egyes formációk viszonylag állandó vastagságértékei az elégtelen adatsűrűség következményei.

4.9.8. P8 földtani szelvény (IV. sz. Melléklet) TRATE (Radenci, Ljutomer) SREDIŠČE OB DRAVI A P8 szelvény közel DK-i irányú. A Murek részmedence DK-i részén indul Radenci felé, és folytatódik DDK-i irányban Ljutomer és Središče ob Dravi felé. Ez is JELEN (2006) földtani szelvénye alapján készült, és a jelenleg elérhető adatok alapján módosítottuk. A szelvény keresztezi a Dél-Burgenlandi Küszöböt, és folytatódik a Radgona – Vas félárok, a Murska Sobota extenziós blokk és a Ptuj – Ljutomer – Budafa félárok területén, és a Donat vetőzónánál végződik.

A pretercier aljzat kőzettani összetétele a Murska Sobota blokk középső részén mélyített hét fúrás (T-1/69, T-2/87, T-4/87, T-5/87, Ve-1/57, Ve-2/57 and Lo-1/58), és a déli részen mélyített két fúrás (Ljut-1/88 and DS-1/58) alapján ismert. É-ról indulva a szelvény keresztülhalad a Pohorje Formáció kőzetein, folytatódik a Radgona–Vas félárokban egy meredeken dőlő normál vetőrajjal illetve feltolódással tovább a Murska Sobota blokk irányában kimutatható szubhorizontális nyírási zónákkal. A Murska Sobota blokk déli lejtője a Ptuj-Ljutomer(-Budafa) félárok felé dől a Ljutomer törészónát kialakító oldaleltolódásokkal.

A Ljut–1/88 fúrás elérte a felső-triász dolomit egy kis foltját, amelyet értelmezésünk szerint a kréta D1–D2 deformációs fázisok összeadódásának az eredménye. A D1 fázis során az alsó– középső-triász törmelékes üledékes kőzetek valószínűleg részlegesen rátolódtak a Pohorje

50

Formáció kőzeteire (Karavanka takaró, pl. PLACER 1998, 2008 értelmezése szerint), így egy átmeneti zónát képezve, amelyet itt Ljutomer átmeneti övként említünk. A D2 fázis során a korábbi takaró egy extenziós elnyíródási felületként reaktiválódott. A délre eső és a Déli Karavankákhoz tartozó középső–felső-triász karbonátos kőzeteket a Ljutomer törés határolja.

A szelvénynek ezen a részén a képződmények ábrázolása lefelé haladva csak a következtetések alapján történt. A szelvény déli végén egy másik, markáns szerkezeti zóna jelenik meg, amely már a Donat vetőzónához tartozik.

A P7 szelvényhez hasonlóan az aljzat morfológiája tükröződik a neogén üledékek geometriájában. A szelvény É-i részén, a Radgona részmedence területén a Haloze Formáció jelenlétét a P1 szelvényen feltüntetett Šom –1 fúrás alapján valószínűsítjük. A Ljut–1 fúrás adatai alapján a Haloze Formáció a Ptuj – Ljutomer – Budafa félárok területén is kifejlődött.

A Špilje Formáció legnagyobb vastagságát a Maribor részmedencében éri el, és erőteljesen kivékonyodik a szelvény középső részén látható Murska Sobota Antiform területén. A szelvénynek ezen a részén megjelenik a Lendava Formáció is; a középső részen mindössze a mélyebb része van meg, és D-i irányban a turbidites alsó rész erőteljes kivastagodása észlelhető.

A Radenci terület fúrásainak adatai és a földtani térkép szerint a Mura Formáció csak a delta síksági üledékeivel van jelen a Maribor részmedencében, míg az alsó része (delta front üledékek) csak a Maribor részmedence D-i részén valamint ettől délre, a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedence területén fejlődött ki.

A Ptuj–Ljutomer szinklinális belsejében a Ptuj-Grad Formáció vastagsága a szelvényen meghaladja a 700 m-t. A formációhatárainak geometriája a Periadriatikus Zóna poszt-pliocén transzpressziójára utal (Donat és Ljutomer vetőzóna). Ettől D-re az Ormož – Selnica antiklinális megléte fúrási adatokon alapul. Mindeddig úgy értelmezhető, mint egy “in line redő” a Ljutomer vetőrendszeren belül.

Mind a szelvény legdélibb részének, mind a Donat vetőzóna környezetének megszerkesztésében mindössze a fúrási adatokra (Ds-1/58 and Ds-2/69) támaszkodhattunk.

Nyilvánvaló, hogy a neogén képződmények kifejlődése valamelyest különbözik a vető két oldalán. Az É-i blokkban a Mura, Lendava, Špilje és Haloze Formációk ismerhetők fel, amelyek eocén üledékekre települnek. a déli blokkban a rétegtani viszonyok ettől különbözőek, és még nem teljesen tisztázottak.

4.9.9. P9 földtani szelvény (IV. sz.Melléklet) OCINJE (Martjanci, Petišovci) MURSKI GOZD A P9 szelvény a legkeletibb helyzetű a három ÉK-Szlovénián áthaladó, közel párhuzamos szelvények közül. JELEN et al 2006-ban szerkesztette meg, és e munka keretében a rendelkezésre álló új adatok alapján módosítottuk. A P9 földtani szelvény DK-i irányban lefedi a teljes Prekmurje térséget. Szerkezeti szempontból a szelvény áthalad a Radgona–Vas félárkon, a Murska Sobota extenziós blokk legkeletibb részén és a Ptuj – Ljutomer – Budafa félárkon. A Radgona – Vas részmedencével a Radgona félárokban és a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedencével a Ptuj – Ljutomer – Budafa félárokban a neogén aljzat morfológiája jól látható lépcsőzetes szerkezetet mutat.

A szelvény É-i végénél, Goričkonál, a Sotina térségben a pretercier aljzatot a alacsony fokú metamorfózist szenvedett fillitoid kőzetek építik fel, itt a felszínre is bukkannak. Úgy gondoljuk, hogy a kőzetek a magyarországi részen, egy szélesebb területen folytatódnak. A Pohorje Formáció alatti aljzat meredeken bukik alá a Radgona–Vas félárokba, amelyet az 51

értelmezésünk szerint fillit takaró fed. A fillit a Murska Sobota blokk É-i részét fedi, és triász karbonátdarabokat tartalmaz (a Peč-1/91 fúrásban). a Murska Sobota blokk déli részén a Pohorje Formáció gneisz és csillámpala összlete meredek lejtőt formálnak a Ptuj-LjutomerBudafa félárok irányában. Ezeket egy normál vető határolja késő-paleozoos–mezozoos képződményekkel és a Dunántúli-középhegységi Egység alsó–középső-triász kőzeteivel (ún.

Ljutomer átmeneti öv), amelyek valószínűleg részlegesen a Pohorje Formáció kőzeteire tolódtak. A Dunántúli-középhegység kőzeteinek jelenlétét bizonyító közvetlen adatok egyelőre nem állnak rendelkezésre. Az átmeneti zónától D-re a Déli Karavankák kőzetei jelennek meg, és a szelvény d-i végén permi törmelékes kőzetek mutathatók ki.

A Haloze Formáció a Haloze – Ljutomer – Budafa legmélyebb részén van jelen. Máshol, a Maribor részmedence középső részén hiányzik. Jelenléte a Radgona–Vas részmedence területén csak az aljzatmorfológia alapján valószínűsíthető.

A Špilje Formáció a szelvény É-i részén, a Radgona–Vas részmedencében hirtelen kivastagodik, D-i irányban, a Maribor részmedence legkeletibb részén pedig fokozatosan vékonyodik. A szelvény középső részén, a Maribor és Haloze – Ljutomer – Budafa közötti lejtőn ismét kivastagszik. A Haloze – Ljutomer – Budafa részmedencében D felé a Špilje Formáció vastagsága fokozatosan növekszik 1100-ról 1600 m-re.

A Lendava Formáció felső (lejtő) része a teljes szelvényen megjelenik, és mindig a badeni– alsó-pannóniai Špilje Formációra települ. Ez utóbbi vastagabb a részmedencékben, és a Murska Sobota extenziós blokk területén jelentősen kivékonyodik. A Murska Sobota extenziós blokk területén a Lendava Formáció jelentős kivékonyodása is megfigyelhető. A Haloze – Ljutomer – Budafa részmedence belsejében a turbidites képződmények vastagsága a 9000 m-t is elérheti, míg a Radgona–Vas részmedencében csak 350 m-t tesz ki a vastagságuk.

A Mura Formáció a szelvény É-i részén számos fúrás rétegsorában felismerhető volt; vastagsága többé-kevésbé állandó: néhány száz m, és az egykori lejtők alatt helyenként vastagabb. Az alsó, turbidites szakasz csak a Radgona – Vas részmedence területén indul, és a Radgona – Vas és a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedencék közötti lejtőn drámaian kivékonyodik, majd vastagsága ismét nő a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedence területén. A Radgona – Vas részmedence területén mintegy 350 m-re kivastagodik, a Haloze – Ljutomer – Budafa részmedencében pedig vastagsága eléri a 600 m-t.

A Mura Formáció a szelvény egészén egységesen fejlődött ki, és a Ptuj-Ljutomer szinformban fedőjében a Ptuj-Grad Formáció található. A Mura Formáció alsó részének a szinformban mért teljes vastagsága kb. 800 m, míg a felső rész delta síkság üledékei elérik az 1200 m-es vastagságot is. A Ptuj-Grad Formáció pliocén-kvarter képződményei a szinformban 750 m-ig vastagodnak ki.

52

5. References ÁRKAI, P. & BALOGH, K. 1989: The age of metamorphism of the East Alpine type basement, Little Plain, West Hungary: K/Ar dating of K-white micas from very low- and low-grade metamorphic rocks. – Acta Geologica Hungarica 32, 131–147.

BALLA, Z. 1988: On the Origin of the structural pattern of Hungary. — Acta Geologica Hungarica 31/1-2, 53–63.

BALOGH, K., ÁRVA-SOÓS, E., BUDA, GY. 1983: Chronology of granitoid and metamorphic rocks in Transdanubia (Hungary). — Annuarul Institului de Geologie şi Geofizică 61, pp. 359–364.

BENEDEK, K. 2002: Petrogenetic and geochemical study on Palaeogene igneous rocks penetrated in the Zala Basin, Western Hungary. — PhD. Thesis, Eötvös University, Budapest.

BENEDEK, K., NAGY, ZS. R., DUNKL, I., SZABÓ, CS. & JÓZSA, S. 2001: Petrographical, geochemical and geochronological constraints on igneous clasts and sediments hosted in the Oligo-Miocene Bakony Molasse, Hungary: Evidence for Paleo-Drava River system. — Int. J. Earth Sciences 90, 519–533.

BUDAI T., CSÁSZÁR G., CSILLAG G., DUDKO A., KOLOSZÁR L., MAJOROS GY. 1999: A Balatonfelvidék földtana. Magyarázó a Balaton-felvidék földtani térképéhez, 1:50 000. [Geology of the Balaton Highland. Explanation to the Geological Map of the Balaton Highland, 1:50 000]. — Földtani Intézet Alkalmi Kiadványa 197, 257 p.

CSÁSZÁR, G. (ED) 1997: Lithostratigraphical units of Hungary – MÁFI Kiadvány, Budapest, 114 p.

CSILLAG, G., FODOR, L., SEBE, K., MÜLLER, P., RUSZKICZAY-RÜDIGER, ZS., THAMÓNÉ BOZSÓ, E., BADA, G. 2010: A szélerózió szerepe a Dunántúl negyedidőszaki felszínfejlődésében. — Földtani Közlöny 140, 4, 463–481.

CSILLAG, G., SZTANÓ, O., MAGYAR, I., HÁMORI, Z.: A Kállai Kavics települési helyzete a Tapolcaimedencében geoelektromos szelvények és fúrási adatok tükrében. — Földtani Közlöny, 140, 2, 183–196.

CSONTOS, L. & NAGYMAROSY, A. 1998: The Mid-Hungarian line: a zone of repeated tectonic inversion.—Tectonophysics, 297, 51–72.

DANK, V., 1962. Sketch of the deep geological structure of the south Zala basin. — Földtani Közlöny, 92, 150-159.

DJURASEK, S. 1988: Rezultat suvremenih geofozičkih istraživanja u SR Sloveniji (1985-1987). -Nafta, 39, 311-326, Zagreb.

DUNKL, I. & DEMÉNY, A. 1997: Exhumation of the Rechnitz Window at the border of Eastern Alps and Pannonian basin during Neogene extension. — Tectonophysics 272, 197–211.

FODOR, L., JELEN, B., MÁRTON, E., SKABERNE, D., ČAR, J. & VRABEC, M. 1998. Miocene-Pliocene tectonic evolution of the Slovenian Periadriatic Line and surrounding area – implication for AlpineCarpathian extrusion models. — Tectonics 17, 690–709.

FODOR., L. & KOROKNAI B. 2000: Tectonic position of the Transdanubian Range unit: A review and some new data. – Vijesti Hrvatskoga geološkog društva 37, 38–40.

FODOR, L., JELEN, B., MÁRTON, E., RIFELJ, H., KRALJIĆ, M., KEVRIĆ, R., MÁRTON, P., KOROKNAI, B. & BÁLDI-BEKKE, M. 2002: Miocene to Quaternary deformation, stratigraphy and paleogeography in Northeastern Slovenia and Southwestern Hungary. -Geologija, 45, 1, 103-114, Ljubljana.

FODOR, L., KOROKNAI, B., BALOGH, K., DUNKL, I., & HORVÁTH, P. 2003: Nappe position of the Transdanubian Range Unit (’Bakony’) based on new structural and geochronological data from NE Slovenia. — Földtani Közlöny 133, 535–546.

FODOR, L., BADA, G., CSILLAG, G., HORVÁTH, E., RUSZKICZAY-RÜDIGER, ZS. PALOTÁS, K., SÍKHEGYI, F., TIMÁR, G., CLOETINGH, S., HORVÁTH, F. 2005: An outline of neotectonic structures and morphotectonics of the western and central Pannonian basin. — Tectonophysics 410, 15–41.

FODOR, L., GERDES, A., DUNKL, I., KOROKNAI, B., PÉCSKAY, Z., TRAJANOVA, M., HORVÁTH, P., VRABEC, M., JELEN, B., BALOGH, K. & FRISCH, W. 2008: Miocene emplacement and rapid cooling of the Pohorje pluton at the Alpine-Pannonian-Dinaridic junction, Slovenia. – Swiss J. Geosci., Birkhäuser Verlag, 255-271, Basel.

FÜLÖP, J. 1990: Magyarország geológiája. Paleozoikum I. — Földtani Intézet Kiadványa, 326 p.

GOSAR, A. 2005: Seismic reflection investigations for gas storage in aquifers (Mura depression, NE Slovenia). –Geologica Carpathica, 56, 285-294, Bratislava.

53

HAAS J., 1999:Genesis of late Cretaceous toe-of-slope breccias in the Bakony Mts., Hungary – Sedimentary Geology 128, 51-66.

HAAS, J., JOCHÁNÉ EDELÉNYI, E., GIDAI, L., KAISER, M,, KRETZOI, M., ORAVECZ, J. 1984: Sümeg és környékének földtani felépítése. — Geologica Hungarica ser. Geologica 20, 353 p.

HAAS, J., TÓTHNÉ MAKK, Á., GÓCZÁN, F., ORAVECZNÉ SCHEFFER, A., ORAVECZ, J., SZABÓ I. 1988: Alsó-triász alapszelvények a Dunántúli-középhegységben. — Földtani Intézet Évkönyve 65/2, 356 p.

HAAS, J., MIOČ, P., PAMIĆ, J., TOMLJENOVIĆ, B., ÁRKAI, P., BÉRCZI-MAKK, A., KOROKNAI, B., KOVÁCS, S. & RÁLISCH-FELGENHAUER, E. 2000: Continuation of the Periadriatic lineament, Alpine and NW Dinaridic units into the Pannonian basin. — Int. J. Earth Sciences, 89, 377–389.

HAAS, J., BUDAI, T., CSONTOS, L., FODOR, L., KONRÁD, GY. 2010: Magyarország pre-kainozoos földtani térképe 1:500000 (Pre-Cenozoic geological map of Hungary, 1:5000000). — Geological Institute of Hungary (Magyar Állami Földtan Intézet).

HORVÁTH, F. & RUMPLER, J. 1984: The Pannonian basement: extension and subsidence of an alpine orogene. — Acta Geologica Hungarica 27, 229–235.

JANÁK, M., FROITZHEIM, N., VRABEC, M., KROGH RAVNA, R., 2006. Ultrahigh-pressure metamorphism and exhumation of garnet peridotites in Pohorje, Eastern Alps. Journal of metamorphic geology, 24, 19-31.

JELEN, B. 2009: Structural map of the Tertiary basement and Provisional map of the tertiary basement relief and interpreted faults For T-JAM Project. Geological Survey of Slovenia Ljubljana.

JELEN, B. & RIFELJ, H. 2001: Ali so se globalne klimatske in tektonske spremembe odrazile na karpatijski in badenijski mikroforaminiferni favni v Sloveniji. –In: A. Horvat(ed.), 15.

Posvetovanje slovenskih geologov, povzetki referatov, Geološki zbornik, 16, 38-41, Ljubljana.

JELEN, B. & RIFELJ, H. 2002: Stratigraphic structure of the B1 Tertiary tectonostratigraphic unit in eastern Slovenia. -Geologija, 45, 1, 115-138, Ljubljana.

JELEN, B. & RIFELJ, H. 2003. The Karpatian in Slovenia. In: R. Brzobohatý, I. Cicha, M. Kovač & F. Rögl (eds.), The Karpatian. A Lower Miocene Stage of the central Paratethys. 133-139, Masaryk University Brno.

JELEN, B. & RIFELJ, H. 2004: Stratigrafska raziskava, Raziskava današnje geodinamike in njenega vpliva na geološki sistem Slovenije JELEN, B. & RIFELJ, H 2005a: On the dynamics of the Paratethys Sedimentary Area in Slovenia. 7thWorkshop on Alpine geological Studies, Abstract Book, 45-46, Croatian Geological Society, Zagreb.

JELEN, B. & RIFELJ, H. 2005b: Patterns and Processes in the Neogene of the Mediterranean region, 12th Congress R.C.M.N.S., Abstract Book, 116-118, Wien.

JELEN, B. & RIFELJ, H. 2005C: The Haloze formation. In: Project team, Overview of geological data or deep repository for radioactive waste in argillaceous formations in Slovenia, 66-68, rokopis, arhiv Geološkega zavoda Slovenije, Ljubljana.

JELEN, B. & RIFELJ, H. 2005D: The Špilje formation. -In: Project team, Overview of geological data for deep repository for radioactive waste in argillaceous formations in Slovenia, 70-71, rokopis, arhiv Geološkega zavoda Slovenije, Ljubljana.

JELEN, B., RIFELJ, H., BAVEC, M. & RAJVER, D. 2006: Opredelitev dosedanjega konceptualnega geološkega modela Murske depresije. Ljubljana: Geološki zavod Slovenije.

JELEN, B. AND RIFELJ, H., 2011: Surface lithostratigraphic and tectonic structural map of T-JAM project area, northeastern Slovenia version 1.0 For T-JAM Project (2009-2011). Geological Survey of Slovenia Ljubljana.

JÓSVAI, J., NÉMETH, A., KOVÁCSVÖLGYI, S., CZELLER, I., SZUROMINÉ KORECZ, A. 2005: A Zalamedence szénhidrogén kutatásának földtani eredményei. — Földtani Kutatás XLII. 1., pp.9–15.

JUHÁSZ, Á., KŐHÁTI, A. 1966: Mezozoós rétegek a Kisalföld aljzatában. — Földtani Közlöny 96, 1, 6674.

KÁZMÉR, M. & KOVÁCS, S. 1985: Permian-Paleogene Paleogeography along the Eastern part of the Insubric-Periadriatic Lineament system: Evidence for continental escape of the Bakony-Drauzug Unit. — Acta Geologica Hungarica, 28, 71–84.

KŐRÖSSY, L. 1988: A zalai-medencei kőolaj- és földgázkutatás földtani eredményei. — Általános Földtani Szemle 23, pp. 3–162.

54

LELKES-FELVÁRI, GY., SASSI, R. & FRANK, W. 2002: Tertiary S-C mylonites from the Bajánsenye-BM-I borehole, Western Hungary. — Acta Geol. Hung. 45, 29–44.

MÁRTON, E., FODOR, L., JELEN, B., MÁRTON, P., RIFELJ, H. & KEVRIĆ, R. 2002: Miocene to Quaternary deformation in NE Slovenia: complex paleomagnetic and structural study. Journal of Geodynamics, 34, 627-651.

MÁRTON, E., FODOR, L., 2003: Tertiary paleomagnetic results and structural analysis from the Transdanubian Range (Hungary); sign for rotational disintegration of the Alcapa unit.

Tectonophysics 363, 201-224.

MASSARI, F., GRANDESSO, P., STEFANI, C. & JOBSTRAIBIZER, P. G. 1986. A small polyhistory foreland basin evolving in a context of oblique convergence: the Venetian basin (Chattian to Recent, Southern Alps, Italy). Spec. Publ. Ass. Sediment., 8, 141-168.

MÉSZÁROS, J. 1983: A Bakonyi vízszintes eltoládások szerkezeti és gazdasági jelentősége. — MÁFI Évi Jelentése 1981–ről, 485–502.

NÉMETH, K., MARTIN, U. 1999: Late Miocene paleo-geomorphology of the Bakony-Balaton Highland Volcanic Field (Hungary) using physical volcanology data. — Zeitschrift für Geomorphologie N.F. 43, 417–438.

PASCHER, G. 1991: Das Neogen der Mattersburger Bucht (Burgenland) — in Lobitzer, H. & Császár, G. A 20 éves Magyar-Osztrék földtani együttműködés jubileumi kötete, I. rész, — Jubiläumsschrift 20 Jahre Geologische Zusammenarbeit Österreich–Ungarn Teil 1., Wien-Bécs , pp. 35–52.

PLACER, L. 1998: Contribution to the macrotectonic subdivision of the border region between Southern Alps and External Dinarides = Prispevek k makrotektonski rajonizaciji mejnega ozemlja med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi. – Geologija 41, 223-255, Ljubljana.

PLACER, L. 2008: Principles of the tectonic subdivision of Slovenia = Osnove tektonske razčlenitve Slovenije. - Geologija 51/ 2, 205-217, Ljubljana.

PLENIČAR, M. 1970a: List Goričko Osnovne geološke karte SFRJ 1 : 100.000. – Zv. geol. zavod, Beograd.PLENIČAR, M. 1970b: Tolmač lista Goričko Osnovne geološke karte SFRJ 1 : 100.000. – Zv. geol. zavod, 39 pp., Beograd.

SADNIKAR, J.M. 1993: Raziskave za podzemno skladiščenje plina v Sloveniji. -Rudarsko-Metalurški zbornik, 40, 1/2, 150-167, Ljubljana.

SKORDAY, E. 2010: Az Ortaháza-Kilimáni-gerinc és északi előterének szerkezete — Szakdolgozat, ELTE, 2010, p.88.

STRAUSZ, L. 1949: A Dunántúl DNy-i részének kavicsképződményei (Gravels of SW Transdanubia, in Hungarian with English abstract) . — Földtani Közlöny, 79, 8-64.

SZTANÓ, O., MAGYARI, Á., TÓTH, P. 2010: Gilbert-típusú delta a pannóniai Kállai Kavics Tapolca környéki előfordulásaiban. — Földtani Közlöny, 140, 2, 167 TARI, G. 1994: Alpine Tectonics of the Pannonian basin. — PhD. Thesis, Rice University, Texas, USA. 501 pp.

TARI, G. 1995: Eoalpine (Cretaceous) tectonics in the Alpine/Pannonian transition zone. — In: HORVÁTH, F., TARI, G. & BOKOR, CS. (editors) Extensional collapse of the Alpine orogene and Hydrocarbon prospects in the Basement and Basin Fill of the Western Pannonian Basin. – AAPG International Conference and Exhibition, Nice, France, Guidebook to fieldtrip No. 6. Hungary, 133–155.

TARI, G. 1996: Neoalpine tectonics of the Danube Basin (NW Pannonian Basin, Hungary). — In: ZIEGLER, P. A. & HORVÁTH, F. (editors), Peri-Tethys Memoir 2: Sturcture and Prospects of Alpine Basins and Forelands. Mém. Mus. Hist. Nat. 170, 439–454.

TARI, G., HORVÁTH, F. 2010: A Dunántúli-középhegység helyzete és eoalpi fejlődéstörténete a KeletiAlpok takarós rendszerébe:egy másfél évtizedes tektonikai modell időszerűsége — Földtani Közlöny 140, 4, 463-505..

TARI, G., HORVÁTH, F., & RUMPLER, J. 1992: Styles of extension in the Pannonian Basin. — Tectonophysics 208, 203–219.

TARI, G., BÁLDI, T. & BÁLDI-BEKE, M. 1993: Paleogene retroarc flexural basin beneath the Neogene Pannonian Basin: a geodynamical model. — Tectonophysics, 226, 433–455.

UHRIN, A., MAGYAR, I., SZTANÓ, O. 2009: Az aljzatdeformáció hatása a pannóniai üledékképződés menetére a Zalai-medencében. — Földtani Közlöny 139, 3, 273–282.

55