T-JAM Geoloski model

OPERATIVNI PROGRAM SLOVENIJA - MADŽARSKA 2007 - 2013

GEOLOŠKI KONCEPTUALNI MODEL v okviru projekta »Pregled rabe geotermalne energije, ocena podzemnih teles termalne vode in priprava skupnega načrta upravljanja vodonosnikov v Murskozalskem bazenu«

T-JAM

Projektni partnerji pri izdelavi poročila:

Geološki zavod Slovenije (GeoZS)

Magyar Állami Földtani Intézet (MÁFI)

Avtorji poročila: dr. László Fodor (MÁFI) dr. András Uhrin (MÁFI) Klára Palotás (MÁFI) Ildikó Selmeczi (MÁFI) Annamária Nádor (MÁFI) Ágnes Tóth-Makk (MÁFI) Péter Scharek (MÁFI) dr. Igor Rižnar (GeoZS) Mirka Trajanova (GeoZS) Sodelavci pri izdelavi poročila: Helena Rifelj (GeoZS) dr. Bogomir Jelen (GeoZS) mag. Andrej Lapanje (GeoZS) Simon Mozetič (GeoZS) Judit Muráti (MÁFI) Tamás Budai (MÁFI) Tibor Tullner (MÁFI)

Direktor GeoZS:

Direktor MAFI:

doc. dr. Marko Komac

Ljubljana, Budimpešta, 28.2.2011

Vsebina 1. Uvod 2. Projektno območje 3. Metode izdelave geološkega modela 3.1. Merilo 3.2. Litostratigrafska korelacija tipov kamnin 3.3. Določitev geoloških horizontov 3.4. Reinterpretacija podatkov vrtin 3.4.1. Interprecija karotažnih diagramov v ‘Pannonijskih’ formacijah 3.4.2. Litološke lastnosti formacij 3.5. Seizmični refleksijski profili in njihova razlaga z uporabo OpenDtect programske opreme 3.6. Regionalni geološki prerezi 3.7. Površinska geološka karta 4. Geološka zgadba območja 4.1. Glavne strukturne enote območja 4.2. Strukturni razvoj območja 4.3. Predkenozojska podlaga 4.3.1. Penninik 4.3.2. Graški Paleozoik in enota Ikervár 4.3.3. Enota Golica-Pohorje-Wölz ter pripadajoči miloniti 4.3.3.1. Zgornja Avstroalpinska enota: Kobanska in Štalenskogorska formacija 4.3.3.2. Spodnja Avstroalpinska enota; Pohorska formacija 4.3.4. Enota Transdanubijskega niza, Magmatsko-metamorfna cona 4.3.5. Enota Transdanubijskega niza 4.3.5.1. Ljutomerski prehodni pas 4.3.6. Srednjetransdanubijska enota 4.3.7. Enota Tisa 4.4. Eocen 4.5. Oligocen 4.6. Pre-Pannonjski Miocen 4.6.1. Eggenburgij–Ottnangij 4.6.2. Karpatij– spodnji Badenij 4.6.3. Badenij 4.6.4. Sarmatij 4.7. ‘Pannonij’ 4.8. Kvartar 4.9 Opis regionalnih geoloških prerezov 4.9.1. Geološki prerez P1 4.9.2. Geološki prerez P2 4.9.3. Geološki prerez P3 4.9.4. Geološki prerez P4 4.9.5. Geološki prerez P5 4.9.6. Geološki prerez P6 4.9.7. Geološki prerez P7 4.9.8. Geološki prerez P8 4.9.9. Geološki prerez P9 5. Literatura

1 2 3 3 3 4 5 5 7 9 10 11 12 12 12 21 22 22 23 23 24 24 25 26 27 27 27 28 28 28 29 30 31 33 42 44 44 46 47 48 49 49 50 51 52 54

1. Uvod Končni cilj T-JAM projekta je izdelava skupne usklajene strategije upravljanja s termalno vodo na območju Mursko-zalskega bazena, s katero hočemo vzpostaviti trajnostno izkoriščanje teles podzemne termalne vode in geotermalne energije na območju, ki ga deli slovensko-madžarska meja.

Projekt namerava prispevati k reševanju problema trajnostne izrabe čezmejnih naravnih virov. Glavni nosilec geotermalne energije je termalna voda, ki teče vzdolž regionalnih tokovnih poti, določenih z geološkimi strukturami neodvisnimi od političnih meja. Ti veliki tokovni sistemi vključujejo obširna območja: napajalna območja se v splošnem nahajajo v hribih, ki obdajajo sedimentacijske bazene, infiltrirana deževnica se segreva z globino in teče proti naravnim ali umetnim mestom dreniranja vzdolž geološko-hidrogeoloških primernih enot bazena (sl.1). Le skupna čezmejno usklajena strategija upravljanja lahko vodi k trajnostni rabi teh virov. To še posebej velja za telesa podzemne (termalne) vode, ki so razdeljena z mejno črto, kjer se lahko zaradi izrabe vode v eni državi pojavijo možni negativni vplivi v sosednji državi (zniževanje tlaka, temperature in pretoka), ki pa lahko vodijo do političnoekonomskih napetosti. Te želimo preprečiti z usklajenimi strategijami upravljanja.

Kompleksna ocena čezmejnih teles podzemne vode, v skladu z naravnimi mejami napajanja je ena temeljnih idej Vodne direktive (2000/60/EC).

Sl. 1. Teoretična skica geotermalnih tokovnih sistemov v Panonskem bazenu in njegovi okolici.

Za reševanje problemov, kot so npr. kje in koliko termalne vode lahko črpamo, tako da je napajanje s toploto in vodo dovolj veliko da vzdržuje dinamično ravnovesje sistema – temperaturo, tlak in pretok, je nujno okarakterizirati, oceniti geološke, hidrogeološke, geotermalne in hidrokemijske odnose, ki določajo regionalne pogoje podzemne vode znotraj skladnega sistema in včasih predvideti tudi spremembe. Konceptualni modeli in — kjer je

1

možno in praktično — razvoj numeričnih modelov so orodja za pripravo analiz v uniformnem sistemu. To zahteva izdelavo štirih, deloma zaporednih konceptualnih modelnih različic:  Geološki, strukturni (prostorski) model  hidrogeološki (tokovni in transportni) model  geotermalni model (model prenosa toplote)  hidrogeokemijski, fluidno-geokemijski model Za modele, ki naj bi jih izdelali, je potrebno najprej:  določiti raziskovano območje  meje in primerno ločljivost (“prostorsko opredelitev”) geoloških,  procesov (“časovna opredelitev”)  določiti hidrostratigrafskih in geotermalnih enot, ki predstavljajo polje delovanja procesov, katere je potrebno določiti  določiti kronologijo naravne in intervencijske procese, ki jih je potrebno upoštevati v preučevani modelirani različici.

To delovno fazo lahko imenujemo opredelitev konceptualnega modela območja, ki obsega tudi kritičen strokovno literaturni pregled dostopnih študij. Konceptualni geološki model se namenoma osredotoča na prostorsko razmejitev petroloških in litoloških enot (tako imenovanih hidrostratigrafskih enot), ki imajo podobne hidrogeološke značilnosti (prepustne, neprepustne), kot tudi na prostorsko razporeditev tektonskih elementov (npr. pregradne cone), ki spremenijo tokovne poti. Ti elementi so prikazani na reprezentativnih geoloških kartah in prerezih. Po določitvi možnih koeficientov (mejni pogoji) se izdelajo strokovne ocene o možnih tokovnih poteh, spremembah raztopljene snovi, prenosa toplote, toplotnega toka in občasno interakcij vode s kamnino.

Med izdelavo konceptualnega modela je potrebno premisliti vse možne alternative, upoštevati različna ekspertna mnenja, včasih popolnoma nasprotne poglede, ki trčijo med seboj. Poudariti je potrebno da so, medtem ko je prvi geološki model zgrajen na osnovi analiz konkretnih podatkov (vrtin, seizmičnih profilov, itd.) in daje vhodne podatke za hidrogeološki, geotermični in hidrogeološki konceptualni model, ti lahko večkrat spremenjeni v odvisnosti od analiz (rezultatov numeričnega hidrogeološkega modela, kemijskih analiz vode) med kasnejšimi delovnimi fazami in so dokončani šele po zaključku analiz (končna interpretacija).

2. Projektno območje Podpora pridobljena v okviru operativnega programa Slovenija – Madžarska 2007-2013 se nanaša na Pomursko in Podravsko statistično regijo v Sloveniji ter Železno in Zalsko županijo na Madžarskem. Z upoštevanjem geološko-hidrogeoloških vidikov je bilo projektno območje omejeno z ravno črto pri Szombathelyu na severu, z administrativno mejo Železne in Zalske županije na vzhodu, madžarsko-hrvaško in slovensko-hrvaško mejo na jugu in črto Maribor - slovensko-avstrijska meja na zahodni strani znotraj upravičenega območja (Sl. 2).

2

Sl. 2. Območje projekta T-JAM

Na Madžarskem sestavlja večji del območja hribovje Zala in na severu od 200 do 300 m visoko razkosano hribovje Vas, ki se nadaljuje proti Sloveniji na Goričko. Gričevnato ozemlje je razdeljeno v posamezne dele s tremi značilnimi polji/bazeni: na Madžarskem s Krškim poljem in v Sloveniji z Murskim ter Dravsko-ptujskim poljem. Med Dravsko-ptujskim poljem in Murskim poljem se razširjajo Slovenske Gorice.

3. Metode izdelave geološkega modela 3.1. Merilo Merilo geološkega modela je 1: 100 000. To merilo določa gostoto podatkov, ki jih je smiselno oceniti, predvsem pa število vrtin, ki jih je potrebno uporabiti za izdelavo horizontov (glej spodaj).

3.2. Litostratigrafska korelacija tipov kamnin Pred pričetkom kakršne koli geološke ocene je bilo nujno korelirati geološke formacije na obeh straneh meje ter uskladiti slovensko in madžarsko geološko terminologijo. Miocenske (s.l.) formacije smo uskladili na sestanku na Madžarskem geološkem inštitutu v januarju 2010 (sl. 3).

3

Sl. 3. Usklajene miocenske (s.l.) formacije

3.3. Določitev geoloških horizontov Horizonti, ki so potrebni za hidrogeološki model, so bili določeni na začetku projekta. To so prvenstveno mejni horizonti, ‘Pannonijska’ zaporedja zapolnitev bazenov s sedimenti čelnega dela delte in turbiditnih peščenjakov, ki so pomembni kot termalni vodonosniki, horizonti podlage, predpanonijskega miocena, podlaga (pliocensko) kvartarnih sedimentov ter površinska geološka karta, ki je nujna za oceno infiltracije vode:  predkenozojska podlaga z litologijo  karta krovnine predpannonijskih miocenskih kamnin (Karpatij, Badenij, Sarmatij) z litologijo  baza zaporedja ‘Pannonijskih’ turbiditnih peščenjakov (baza Szolnok formacije / Lendavske formacije )  krovnina zaporedja ‘Pannonijskih’ turbiditnih peščenjakov (krovnina Szolnok formacije / meja znotraj Lendavske formacije)  baza ‘Panonijskih’ peskov čelnega dela delte (podlaga Újfalu formacije / podlaga Murske formacije)  krovnina ‘Pannonijskih’ peskov čelnega dela delte (meja znotraj Újfalu formacije / meja znotraj Murske formacije)  podlaga (pliocensko) kvartarnih sedimentov z litologijo  površinska geološka karta.

Sestavljene površine so podane v grid formatu, porazdelitev geoloških elementov (2D oblike) je podana v shp formatu.

4

3.4. Reinterpretacija podatkov vrtin Projektno območje pokriva Mursko-Zalski bazen, ki je območje pridobivanja ogljikovodikov in je intenzivno preiskovan, tako da je teoretično na voljo veliko raziskovalnih vrtin za ogljikovodike. Madžarski del projektnega območje je bil razdeljen na mrežo 4x4 km glede na merilo 1:100 000. Iz vsakega kvadrata so bile izbrane najgloblje vrtine. Na ta način je bilo izbranih 450 vrtin. Prav tako smo izbrali še dodatnih 110 vrtin vzdolž uporabljenih seizmičnih profilov.

Pomemben cij je bil reinterpretirati zaporedje termalnih vrtin na območju, kar pomeni dodatnih 70 vrtin. Skupaj s hidrogeološkimi vrtinami smo v ekspertni podatkovni bazi reinterpretirali 777 vrtin (glej poročilo o podatkovni bazi).

Med reinterpretacijo smo uporabljali strukturo baze vrtin Madžarskega geološkega inštituta (MÁFI). Poleg glavnih identifikatorjev, smo na formacijskem nivoju ponovno interpretirali pannonijske in starejše miocenske kamnine in jim pripisali globinske intervale.

Kamnine predkenozojske podlage niso bile reinterpretirane, v podatkovno bazo pa so bili vključene z originalni opisi iz podatkovne baze Madžarskega geološkega inštituta (MÁFI).

Kvartarni sedimenti, ki prekrivajo območje so bili le delno reinterpretirani. Zaradi homogenosti podatkovne baze so najplitvejše plasti v vrtini usklajene s površinsko geološko karto MÁFI in GeoZS v merilu 1:100 000. Nekateri sedimenti, katerim so prej pripisovali kvartarno starost glede na njihovo karotažno sliko, so se izkazali kot sigurno ‘zgornje pannonijski’ aluvialni sedimenti (glej poglavje “Litološke lastnosti formacij”).

Na slovenski strani smo izbrali 100 vrtin, ki smo jih obdelali po enakem postopku, kot je opisan na madžarski strani.

3.4.1. Interprecija karotažnih diagramov v ‘Pannonijskih’ formacijah Identifikacija ‘pannonijskih’ formacij je bila opravljena na osnovi vzorčnih značilnosti formacij (oziroma interpretacij njihovih sedimentacijskih okolij). Na obravnavanem območju — kot v večjem delu države razen v obrobnih conah v gorah — ‘pannonijsko’ zaporedje obsega sedimentacijska okolja, ki segajo od globokega bazena do aluvialne ravnice.

Upoštevaje litologijo, v večini globokih vrtin lahko računamo le na drobce izvrtanine, zato ima analiza karotažnih diagramov pomembno vlogo pri določevanju sedimentacijskega okolja. Prevladujoč del morskih sedimentov, odloženih v globokih delih bazena, predstavlja glinasti meljevec z različno vsebnostjo karbonata, laporovca in kalcitnega laporovca. V primeru nizke vsebnosti karbonatov krivulja lastnega potencial (SP) in upornostne krivulje (SN, LN) kažejo majhne odklone skupaj s krivuljo naravne radioaktivnosti (GR) ('linija gline'). V primeru kalcitnega laporovca je krivulja SP zelo podobna predhodnemu tipu, medtem ko upornostne krivulje – v primerjavi s predhodnimi — kažejo večje odklone spremenljive porazdelitve. Ta dva tipa karotažnih diagramov sta značilna za zgornji del Špiljske/Endrőd formacijo. Podnji del Lendavske/Szolnok formacije obsega peščena turbiditna telesa, ki izhajajo iz prerazporeditve materiala iz obalnega dela v globoki del bazenov. Na karotažnih diagramih je ponavadi razviden značilen vzorec, ki je okarakteriziran s sekvencami zmanjševanja in povečevanja zrnavosti navzgor (krivulje v obliki “zvona” in “lijaka” — kot so prikazana na krivuljah lastnega potenciala in upornosti). To izvira iz periodičnosti sistematičnega zmanjševanja debelin peščenih plasti navzgor in povečevanja debelin plasti peščenjaka navzgor. V splošnem se to lahko razloči brez težav, saj so zurbiditna telesa tako na bazi kot na vrhu obdana z drobnozrnatimi sedimentii (< 0,06 mm) debeline nekaj deset metrov ali več. Območje med notranjim bazenom in nagnjeno šelfno ravnino se imenuje “pobočje”, sedimenti, ki so se odlagali tam, so uvrščeni v zgornji del

5

Lendavske/Algyő formacijo. Kamnine, ki pripadajo slednjim, vsebujejo bolj drobnozrnate peske, tako da je – glede na prejšnje – par krivulj bolj “nazobčanega” videza. Peščeni vložki maksimalne debeline nekaj metrov so pogosti; v večini primerov pripadajo distalnem turbiditnem faciesu. Ti vložki peščenih teles s povečevanjem zrnavosti navzgor, debelin 10– 30 m, predstavljajo progradacijsko zaporedje in lahko nakazujejo dejansko znižanje vodne gladine, kar kaže, da se je mesto odlaganja začasno premaknilo na nižje predele pobočja.

Algyő/zgornji del Lendavske in Szolnok/spodnji del Lendavske formacije se lahko večkrat izmenjujeta v zelo debelih litoloških zaporedjih notranjega bazena. Njuna razmejitev na karti je odvisna predvsem od merila ponazoritve, to pa je v zvezi z lokalnim ali regionalnim značajem vrednotenja/raziskave. Zaporedja nekaj deset metrov (ali celo debelejših) plasti, ki se navadno pojavljajo v pobočnem sedimentacijskem okolju, in so iz menjav tenko plastovitega peska in gline, kažejo značilen vzorec. V tem primeru je menjavanje tako pogosto, da krivulja ne poteka v skladu z vzorcem ‘linije gline’. Tako se kot rezultat tega lahko vidi sodu podobna slika, ki je ne smemo zamenjati z vključki debelejših plasti peska.

Manj pogosto pa se neposredno nad spodnjim delom Lendavske oziroma Szolnok formacije opazijo zaporedja navzgor vse debelejezrnatega peska deltnega čela; te že pripadajo Murski oz. Újfalu formaciji (v tem primeru zgornji del Lendavske oz. Algyő formacije ni razvit). Če nad spodnjim delom Lendavske/Szolnok formacije peščene plasti Murske/Újfalu formacije niso debele ali drobnozrnate, meljaste, potem se formaciji le težko ločita, kar je torej možno le s popolnim poznavanjem območja. Újfalu/Murska, Somló in Tihany formacije se na obravnavanem območju le težko ločujejo. V skladu z definicijo se Újfalu/Murska formacija pojavlja v neogenskih bazenih Transdanubijskega niza (in Velike Madžarske ravnice), in obsega zaporedje deltne ravnice sestavljeno iz pogostega menjavanja peščenjaka, melja in glinastega laporja. Formacija Tihany in formacija Somló — v skladu z definicijo — se pojavljata le v obrobnih delih bazenov v transdanubijskem območju; čeprav sta ravno tako nastali kot rezultat deltne sedimentacije. V splošnem je formacija Somló podobna spodnjemu delu Újfalu/Murske formacije v notranjem delu bazenov, medtem ko je formacija Tihany podobna njenemu zgornjemu delu. Zaradi zgoraj omenjene nezanesljivosti smo v tej študiji uporabili nekoliko drugačno klasifikacijo formacij, ki bo obravnavana v poglavju o geološki zgradbi ‘pannonija’.

Sedimenti čela delte (oz. sipine izlivnih ustij, angl. mouth bar) so peščeni in so sestavljeni iz manjših peščenih ciklov z značilnim povečevanjem zrnavosti in debelin plasti navzgor.

Sedimenti deltne ravnice so običajno tankoplastnati in v okoljih, ki so stalno pokriti z vodo, pogosto vsebujejo zoglenele ostanke rastlin in leče lignita. Meja med čelom delte in deltno ravnico je potegnjena na prvem vložku peska s faciesom kanala rečnega dotoka z zmanjševanjem zrnavosti navzgor, minimalne debeline 5–8 m. Kot rezultat počasnega pogrezanja bazena in zapolnjevanja, ki je šlo v korak s pogrezanjem, — določenim s splošnim tektonskim položajem in transportom sedimenta na obravnavanem območju, v mlajšem delu ‘pannonijskega’ zaporedja prevladujejo sedimenti deltne ravnice. Karotažni diagrami sedimentov deltne ravnice so označeni s stalno navzočnostjo 5–20 m debelih manjših ciklov s povečevanjem zrnavosti navzgor, ki jih lahko obravnavamo kot zaporedja zapolnjevanja morskih zalivov med deltnimi pritoki. Karotažne krivulje sedimentov aluvialne poplavne ravnice nasprotno kažejo vzorce, ki se redno vračajo k 'črti gline' in nakazujejo tankoplastnato pojavljanje sedimentov. Drobnozrnati sedimenti aluvialne poplavne ravnice so označeni z bolj spremenljivo debelino in slabšo sortiranostjo glinasto-meljasto-peščene sestave. Z ozirom na geotermalni projekt smo v tej študiji razločevali sedimente deltne ravnice in čela delte, ker se njihove hidrodinamske značilnosti jasno razlikujejo.

6

3.4.2. Litološke lastnosti formacij Za hidrogeološko modeliranje je bil pomemben vidik naslednja delitev formacij (občasno karakterizirana z debelino od nekaj sto metrov do tisoč metrov), ki temelji na njihovi litološki spremenljivosti. Ob upoštevanju litološke spremenljivosti so formacije ločene v intervale z najmanjšo debelino 30 m. Ob upoštevanju ‘pannonijskih’ formacij, so bile v teku litološke delitve formacije uporabljene faciesne kode za opredelitev sedimentacijskega okolja (slika 4), medtem ko so bile v primeru ‘predpannonijskih’ miocenskih formacij izdelane posebne litološke kode (slika 5). Debeline litoloških podenot znotraj posamezne formacije so podane v metrih (‘od’, ‘do’) v podatkovni bazi vrtin (slika 6).

Sedimentacijsko Koda okolje

Formacija (SLO)

Formacija (HUN)

Plc

deltna aluvialna ravnina

ravnina Ptujsko-grajska, poplavna zgornji del Murske Zagyva & zgornji del Fm Újfalu Fms

Plf

deltna aluvialna ravnina

ravnina Ptujsko-grajska, poplavna zgornji del Murske Zagyva & zgornji del Fm Újfalu Fms

Frc

čelo delte

spodnji del Murske spodnji del Újfalu Fm Fm

Frf

čelo delte

Sl

pobočje

spodnji del Murske spodnji del Újfalu Fm Fm zgornji del Lendavske Fm Algyő Fm

Tuc

turbiditi

Spodnji del Lendavske Fm Szolnok Fm

Tuf Dw

Spodnji del Lendavske Fm turbiditi Szolnok Fm globokovodno, brez turbiditov Špiljska Fm Endrőd Fm

Litološki opis menjavanje peščenih teles z zmanjševanjem zrnavosti navzgor (nekatera izmed njih so debelejši od 10 m), melja in gline menjavanje peščenih teles z zmanjševanjem zrnavosti navzgor (nobeno ne presega debeline 10 m), melja in gline menjavanje peščenih teles s povečevanjem zrnavosti navzgor (nekatera izmed njih so debelejši od 10 m), melja in gline menjavanje peščenih teles s povečevanjem zrnavosti navzgor (nobeno ne presega debeline 10 m), melja in gline melj in glina z le neznačilnimi vložki peska menjavanje peščenih teles (nekatera izmed njih so debelejši od 10 m), melja in gline menjavanje peščenih teles (nobeno ne presega debeline 10 m), melja in gline glinast lapor in lapor z le neznačilnimi vložki peska

Sl. 4. Litološke kode uporabljene za ‘Pannonijske’ formacije.

Opozorimo naj, da nekateri “pari” kod predstavljajo isto sedimentacijsko okolje (Plc/Plf, Frc/Frf, Tuc/Tuf: c="debelo", f="drobno"), ter da je edina razlika med njimi ta, da debelina s »c« označenih peščenih teles doseže ali preseže 10 m, medtem ko oznaka »f« pomeni telesa tanjša od 10 m. Torej se lahko ravni s temi kodami medsebojno izmenjujejo. Metoda, ki smo jo uporabili za vrednotenje, je naslednja: karotažni diagrami so bili razdeljeni v 30 m debele intervale, vsakemu intervalu je bila dodeljena ena od kod (s preverjanjem, če je katerokoli peščeno telo debelejše od 10 m v globinskih intervalih 180-210 m, 210-240 m, itd.). Končno smo dobili ravni z debelinami najmanj 30 m, ki se lahko uporabijo v modelu. Za primer poglej interpretacijo vrtine Zm-3 na naslednji strani.

7

glina glinavec mulj (glina in melj) muljevec melj meljevec laminiran muljevec pesek peščenjak gramoz konglomerat breča lapor apnenec premog tufitični? tuf aglomerat kaolin, kaolinit boksit andezit, bazalt, dacit magmatske menjavanja

marmorirana, bentonitna, kaolinitna, premoška, rdeča, boksitna, meljasta, peščena, s prodniki meljast glinast, peščen, prodnat, apnenčev, mulj glinast, peščen, prodnat, apnenčev glinast, peščen glinast, peščen muljast, meljast, prodnat, glinast, algni muljast, meljast, prodnat, glinast, algni, lapornat muljast, peščen, apnenčev muljast, peščen, apnenčev dolomitna, apnenčasta, kremenasta apnenčev, glinast, meljast, peščen, algni, tufitni algni, detritični, prodnat, peščen, glinast, lapornat

Cl

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

bentonit, XXX bentonitični

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 npr. pesek/konglomerat/melj

glina/pesek,

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

Sl. 5. Litološke kode uporabljene za ‘predpannonijske’ miocenske formacije

8

geology_id Zm-3

borehole_id Zalaszentmihály

from 0,00 10,00 10,00 10,00 10,00 10,00 10,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 315,00 870,00 935,00 935,00 935,00 935,00 935,00 935,00 935,00 935,00 935,00 1650,00 1650,00 1732,00 1763,00 1763,00 1790,00 1916,00 1936,00 1947,00 1994,00 2966,00

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 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

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 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

lito from 0,00 10,00 30,00 120,00 180,00 210,00 270,00 315,00 360,00 420,00 450,00 540,00 630,00 660,00 690,00 840,00 870,00 900,00 935,00 1170,00 1200,00 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

lito to 10,00 30,00 120,00 180,00 210,00 270,00 315,00 360,00 420,00 450,00 540,00 630,00 660,00 690,00 840,00 870,00 900,00 935,00 1170,00 1200,00 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 3001,50

lito pd_Qp3-h n.d.

Plc Plf Plc Plf Plc Plc Plf Plc Plf Plc Plf Plc Plf Plc Frc Frf Sl Tuf Tuc Tuf Tuc Tuf Tuc Sl Tuf Tuc Dw sdMrl Cong sdMrl/caMrl/Lst sdMrl algLst sdMrl A T/clMrl/Mrl

Sl. 6. Primer litološke razdelitve formacij v bazi vrtin

3.5. Seizmični refleksijski profili in njihova razlaga z uporabo OpenDtect programske opreme Na projektnem območju je bilo pridobljenih 47 seizmičnih 2D refleksijskih seizmičnih profilov; njihova skupna dolžina je okrog 1000 km. Slike profilov (prejetih v elektronski obliki) so bile predočene s programsko opremo OpenDTect. Ta programska oprema omogoča slediti ugotovljive prelome ali horizonte (robovi formacij) na profilu, in shraniti njihovo lego – označeno na profilu – v obliki tabele. Take tabele dajo informacijo o globini določenega horizonta ali preloma v izločenih (diskretnih) točkah profila, ki se pojavljajo eno za drugo in so opredeljene v madžarskem koordinatnem sistemu. Te točke se lahko uporabljajo odslej – na isti način kot globinske vrednosti iz vrtin – v sestavljanju globinskih konturnih kart ali

9

prerezov. Če je znano razmerje med t.i. dvojnim časom (pod pogojem navpične dimenzije seizmične slike) in dejansko globino, potem so lahko prikazane tudi vrtine (oziroma sledi vrtin), ki ležijo blizu prerezov, kakor tudi horizonti označeni na vrtinah (sledeh teh vrtin): te vrtine lahko dodatno pomagajo pri označbi mej formacij v seizmičnem profilu.

Ločljivost seizmičnih refleksijskih profilov – odvisno od njihove kakovosti – je nekaj deset metrov tako navpično kot vodoravno; tako se v njih ne morejo razločiti plasti, tanjše od te vrednosti. Seveda pa lahko iz seizmofaciesa (n.pr. refleksijski kontrast in nepretrganost) nekaterih enot sklepamo na prisotnost ali odsotnost podrobnosti, n.pr. prisotnost turbiditnih peščenih teles ali zapolnitve kanala (angl. channel-bed).

Navpična dimenzija predstavlja čas; torej bi se morali položaji časovno opredeljenih horizontov in prelomov naknadno pretvoriti v globinske podatke. Globinska pretvorba je zahtevnejša, ker so različni deli seizmičnih profilov obravnavani z različnimi razmerji globina-čas, odvisno pad geološke zgradbe oz. debelin litoloških enot v posameznem delu profila. Zaradi tega so iz vsakega območja izbrane vrtine, ki so značilne po najvišjih, najnižjih in srednjih hitrostih seizmičnih valov, iz katerih so bile izračunane natančne funkcije pretvorbe globine v-čas, in na območjih med njimi so se ustvarili globinski podatki iz različno opredeljenega poprečja podatkov, pridobljenih iz treh zgoraj omenjenih funkcij. V prvi fazi so bili ocenjeni utežni faktorji, ki so bili uporabljeni za povprečenje, in to za lokacije približno 100 vrtin, kar je temeljilo na globinah mej med posameznimi litološkimi enotami ugotovljivih tako na seizmičnih profilih kakor tudi na karotažnih diagramih (n.pr. meja med Algyő in Újfalu formacijo, ali pa podlaga s klastiti zapolnjenega bazena): utežni faktorji so se spreminjali dokler nismo dobili najboljšo skladnost med v globino spremenjenimi dvojnimi časi in globinami določenimi iz karotažnih diagramov. Iz zgoraj omenjenih podatkov približno 100 vrtinse je s krigiranjem pridobila mreža, ki pokriva celotno območje, in daje pretvorbo globine v-čas, ustrezno za celotno območje.

Pomembno je omeniti, da se lahko za dejansko globino enot, ki se nahajajo pod klastičnimi bazenskimi sedimenti (pretežno 'panonijske' in podrejeno predpanonijske miocenske starosti), poda približna ocena zaradi njihove lateralne heterogenosti; z globino lahko napaka v oceni naraste na nekaj sto metrov. Znotraj zaporedne zapolnitve bazena so globine elementov, ki so interpretirani iz seizmičnih profilov, lahko značilno ocenjene z natančnostjo nekaj deset metrov.

Nadaljnje so možnosti uporabe seizmične metode zavoljo dejstva, da izločeni horizonti predstavljajo vrstniške sedimente (t.i. ‘časovne-črte’). To omogoča, da se lahko sledijo sedimenti, ki so ‘vrstniki’ s pomembnimi ravnmi (filtrirani odseki, litostratigrafska meja, itd.), te pa so označene na danih vrtinah. Sedimente lahko sledimo preko celotnega območja z namenom povezati vrtine ali poiskati mesto, kjer določen horizont izdanja.

Na slovenskem delu projektnega območja seizmični profili v digitalnem format niso dostopni. Glavni geološki horizonti potrebni za izdelavo modela (poglavje 3.3.) so bili določeni na 11 seizmičnih profilih v papirnatem formatu; rezultati so bili uporabljeni pri pripravi različnih kart (Sl. 12-22).

3.6. Regionalni geološki prerezi Z namenom pridobiti natančnejšo geološko predstavo območja smo sestavili devet regionalnih geoloških prerezov. Trije v smeri VSV-ZJZ se iz Slovenije nadaljujejo v na Madžarsko (P1, P2, P3). Skupaj šest prerezov, bolj ali manj vzporednih med seboj, je

10

izdelanih v smeri SZ-JV. Dva izmed njih (P4, P5) se dotikata eden drugega (Slika 7). Opis regionalnih geoloških prerezov je podan v poglavju 4.9.

Na madžarski strani obravnavanega območja so bili prerezi sestavljeni na podlagi interpretacije sestavljenih seizmičnih refleksijskih profilov. Kot je bilo že prej omenjeno, digitalni seizmični profili za slovenski del projektnega območja niso bili na razpolago, zato so bili prerezi na slovenski strani izdelani na osnovi preučevanja širokega razpona različnih podatkov kot sledi: 

predhodno izdelani štirje geološki prerezi JELEN et al. (2006); eden v smeri NNE – SSW (P2) in drugi trije v smeri NNW – SSE (P7, P8, P9).



interpretacija karotažnih diagramov M. Jelen & H. Rifelj (GeoZS) in A. Uhrin (MÁFI)



interpretacija podatkov vrtin Nafta Lendava (geofizikalni markerji in z njimi povezane formacijske meje)



konstruirana karta podlage čela delte (interpretacija A. Uhrin)



Površinska litostratigrafska in tektonso strukturna karta za T-JAM projektno območje, severovzhodna Slovenija (1:100 000) (JELEN & RIFELJ, 2011)



Strukturna karta predterciarne podlage (1:100 000) (JELEN, 2010)



Preliminarna verzija karte relief predterciarne podlage in interpretiranih prelomov (JELEN, 2010)

Kljub različnim delovnim metodam so bili geološki prerezi izdelani na osnovi enotnih zasnov ter predstavljajo geološko zgradbo območja na skladen način. Zaradi poenostavitve geoloških prerezov prelomi s premikom manjšim od nekaj sto metrov niso prikazani.

Sl. 7. Poteki geoloških prerezov

11

3.7. Površinska geološka karta Z gledišča hidrogeološkega modeliranja je potrebno izdelati enotno površinsko geološko karto, ki bo zagotovila informacije o prepustnosti sedimentov in kamnin. Za obe strani, slovensko in madžarsko, so bile za obravnavano območje na voljo površinske geološke karte v merilu 1:100 000, čeprav niti njihove razmejitve niti njihova vsebina (posamezne formacije) nista bili usklajeni. Poleg usklajevanja mej, je zahtevala znaten trud tudi priprava združenega sistema kartiranih atributov, kajti državi uporabljata atribute z različnimi pojmovanji. Na Madžarskem geološke karte temelje na litostratigrafiji. Prevladujoči delež kamnin, starejši od kvartarja, je razvrščen v formacije (ali bolj natančno v člene in plasti). Kvartarni sedimenti so razporejeni predvsem na temelju geneze (poleg starosti nadaljnja delitev temelji na litologiji).

Te formacije se lahko opredelijo z geološkimi indeksi (indeksi Madžarskega Geološkega Sistema Kart (EOFT)) na karti.

Vsaka formacija na slovenskem delu je na izvirni geološki karti označena s številčno kodo, pod katero sta v legendi navedeni pripadajoči geološka starost in litološki opis. Kjer je bilo mogoče, so bile enote formacij usklajene z madžarskimi formacijami.V primerih, ko med slovenskimi in madžarskimi enotami ni nobene skladnosti, so slovenskim enotam po madžarskih direktivah za ustvarjanje indeksov (Priloga VI) dodani geološki indeksi. Geološke formacije (sestavljene glede na poenotena merila) so prikazane na geološki karti merila 1:100.000 (Priloga VII). Z namenom izogiba širitve geološkega indeksnega sistema na slovensko območje, je vsaka formacija določena s številko in kratkim litološkim opisom.

Geološka karta ni bila kartografsko urejena in je dostopna na projektni spletni strani (www.t-jam.eu).

4. Geološka zgradba območja 4.1. Glavne strukturne enote območja Najgloblja pred-kenozojska strukturna enota obravnavanega območja je Peninik, ki izdanja v SZ delu obravnavanega območja in gradi tu tudi predkenozojsko podlago. V kredi so bili na to enoto narinjeni različni elementi avstroalpinskega krovnega sistema, toda njihov kredni položaj je bil znatno preurejen z miocensko ekstenzijo. Kot rezultat tega je Peninik strukturno v stiku z višjimi elementi avstroalpinskega krovnega sistema in z graškim paleozoikom na zahodu. Na jugozahodnem robnem delu projektnega območja je manjša na novo definirana enota Ikervár mogoče prav tako narivna struktura (HAAS et al. 2010).

Starostno kamnine uvrščamo v mezozoik (jura-kreda?), toda stratigrafske in tektonske povezave te enote še niso primerno poznane.

Večino projektnega območja na Madžarskem pripada območju Transdanubijskega niza, katerih današnjo severozahodno mejo predstavlja miocenski zmično-normalni prelomni sistem, medtem ko je predpostavljen izvorna nedeformirana meja Transdanubijskega niza glede na njeno sedanjo razlago robni kredni nariv (TARI 1994, FODOR, KOROKNAI 2000, HAAS et al. 2010). V krovnini tega nariva se pojavlja tektonska enota Transdanubijskega niza kot najvišji Avstroalpinski pokrov (TARI 1994, FODOR et al. 2003, TARI, HORVÁTH 2010).

Enoto sestavljajo staro-paleozojske metamorfne kamnine nizke stopnje metamorforze in nemetamorfozirana permsko-kredna zaporedja sedimentov. Na jugozahodu se pod enoto Transdanubijskega niza v podlagi Murskega bazen pojavljata dve različni metamorfni formaciji. Prvo predstavlja enota metamorfnik kamnin faciesa zelenih skrilavcev (Kobanska F.), drugo pa sestavljajo elementi krovnega sistema Golica-Pohorje-Wölz. Ta enota leži na Murskosoboškem bloku neposredno pod kenozojskimi kamninami, dalje na zahodu pa se pojavi na površju na Pohorju.

12

Južni rob Transdanubijskega niza je periadriatsko-balatonska linija (sistem ali cona). To je kenozojska zmična cona sistem, kar je dokazano s številnimi analizami (KÁZMÉR & KOVÁCS 1985, BALLA 1988, TARI 1994, FODOR et al. 1998). Znotraj te cone so vključene oligocenske in permske intruzije ter kamnine različne stopnje metamorfoze (JÓSVAI et al. 2005). Med zmično deformacijo se je del le-teh odcepil od enote Transdanubijskega niza, drugi del pa od neopredeljenih (globljih?) enot. Na zahodnem delu te cone, v Sloveniji, je bila vpeljana prehodna enota imenovana Ljutomerski (strukturni) pas. Sestoji iz spodnjetriasnih sedimentnih kamnin.

Južni del projektnega območja območja (okoli Nagykanizsa-Letenye) obsega manjši segment Srednjetransdanubijske tektonske enote. Ta segment je zgrajen iz več pokrovov in lusk domnevno kredne ali oligomiocenske starosti: enote Južnih Karavank, Južne Zala in Kalnik; izmed katerih se Južne Karavanke nadaljujeo v Slovenijo. Južno mejo omenjene sestavljene enote predstavlja proti severovzhodu slemeneči Srednjemadžarski lineament, ki poteka po južnem robu obravnavanega območja. Metamorfne kamnine enote Tisa južno od Srednjemadžarskega lineamenta so prisotne le na skrajnem južnm robu območa. Glede na seizmične profile, so prisotne v večji meri pod ostalimi enotami.

4.2. Strukturni razvoj območja Obravnavano območje se je v osnovi razvilo pod učinkom sedmih glavnih zaporednih tektonskih razvojnih dogodkov. To so: nastajanje krednih tektonskih pokrovov (D1), zgornje kredni bazenski razvoj in sočasno tektonsko iztiskanje (D2), zgornje oligocenski - spodnje miocenski zmično prelamljanje in narivanje (D3), pozno spodnjemiocensko do srednjemiocensko razpiranje (D4), zgornjesarmatijske zmične deformacije (D5), zgornjemiocensko post-riftno pogrezanje (D6) in najpoznejša pliocensko do kvartarna tektonska inverzija (neotektonska faza) (D7).

Ena od najznačilnejših faz je kompresijska deformacija (D1), ki je vodila do krovne zgradbe predkenozojske podlage. Verjetno je potekala v več korakih med albijem in coniacijem (pred 112 do 85 milijoni let). Kompresija se je odražala v narivanju tektonske enote Transdanubijskega niza na enoto Golica-Pohorje-Wölz. Graški paleozoik in majhna tektonska enota Ikervár sta prav tako prisotni na nekaterih mestih med obema večjima enotama, in se lahko bočno izklinjata.

Zaradi kompresije znotraj enote Transdanubijskegaa niza so nastale tektonske luske in gube. Položaj lusk, ki so jih kartirali TARI (1994, 1995) in TARI, HORVÁTH (2010), je bil v tem projektu potrjen in delno modificiran. Glavni dolomit je v Nagylengyelju in Szilvágyju narinjen na jurske kamnine. V podlagi južnega in osrednjega dela Zalskega bazena blizu slovenske meje se usmerjenost lusk in manjših pokrovov postopno spreminja od SV-JZ do SZ-JV. Ločilni prelomi na dnu lusk se lahko dobro sledijo na seizmičnih profilih (Sl. 8). Te oslabljene cone so bile lahko reaktivirane med naknadnim tektonskim razvojem, posebno med micenskim razpiranjem (Sl. 8). Enega od najbolje sledljivih narivov (rob luske) lahko določimo okrog relativno dvignjenega horsta Nádasd: navzkrižni seizmični profili tu kažejo na položni ločilni prelom. Del miocenski normalnih prelomov seka kredni nariv, medtem ko se ostali le odcepljajo od narivne ploskve.

TARI (1994, 1995) je domneval, da so narivne ploskve med SZ in JV delom Transdanubijskega niza zvezne, medtem ko tukaj mislimo, da se to v Zalskem območju ne more dokazati, ker so po eni strani robovi lusk prekriti z eocenskimi sedimenti Bak-Nova jarka, po drugi strani pa so kredne luske premaknjene ob severnih vejah prelomov Balatonske

13

cone. Tako nariva Litér in Veszprém v gričevju Keszthely na vzhodnem delu območja ne moremo slediti proti jugu, temveč se končata ob Balatonski coni.

Narive in luske spremljajo gube. Sinklinalama Devecser-Sümeg in Tés-Halimba, ki se večidel nahajata v Transdanubijskem višavju, vidni pa sta v seizmičnih profilih pri krajih Nagytilaj in Zalalövő (TARI 1994), lahko sledimo proti severnem delu območja. V jedrih sinklinal so jurske in spodnjekredne kamnie. V okolici Sümega so v južni sinklinali plasti navpične in celo prevrnjene. Glede na podatke iz vrtin in površinskega kartiranja v gričevju Keszthely (BUDAI et al. 1999) sklepamo, da je ozemlje tudi tam nagubano.

Sl. 8 Slika prikazuje dva sekajoča se seizmična profila. Na profilih so prikazani kredni ločilni nariv in miocenski normalni prelomi, ob katerih so tektonski bloki asimetrično pogreznjeni. Trasi profilov sta prikazani na Sl. 9.

14

Starost deformacij je dobro znana, saj so aptijske kamnine povsod nagubane, medtem ko so santonijske plasti le malo nagnjene. Ta osupljiva kotna diskordanca je bila najbolje dokazana v kraju Sümeg (HAAS et al. 1984). Kompresijska deformacija, ki jo označujejo narivi, je naznačena z najmlajšimi K/Ar datacijami, izmerjenimi na vzorcih kamnin iz graškega paleozoika (116 mil. let, ÁRKAI, BALOGH, 1989). Starost avstroalpinskih pokrovov, ki so narinjeni na Peninik, ni znana. Glede na metamorfozirane kamnine Penninika v Turskem oknu, pa je starost teh pokrovov morda paleogenska (KURZ et al. 2000).

Najintenzivnejša milonitizacija enote Golica-Pohorje-Wölz v predterciarni podlagi na slovenskem delu obravnavanega območja je naverjetneje potekala v obdobju deformacijske faze D1, v obdobju krednega narivanja. Omenjeno milonitizacijo dokazujejo tektonske krpe, ki jih je dosegla vrtina Šom-1/88. Nekatere prelomne ploskve so se kasneje reaktivirale, najprej v času strukturne ekshumacije (D2), kasneje pa tudi v narivnih in strižnih deformacijah D3 faze. Filonitiziranih con ne povezujemo s specifično litologijo. Filonitizirani namreč niso le gnajsi in blestniki, pač pa tudi amfiboliti. Na Pohorju in Kobanskem so ponekod filonitizirane tudi kamnine faciesa zelenih skrilavcev (kloritno-amfibolitni skrilavci in filiti). Omenjene metamorfne kamnine poznamo iz posameznih vrtin (Šal-1/79) vendar le na podlagi analize drobcev iz izplake. Podatki vrtin Šal-2/79, Nu-4, 6/68 in Fi-15-18/57-58 kažejo, da kamnine faciesa zelenih skrilavcev zlahka zamenjamo z retrogradno metamorfoziranimi amfiboliti, in seveda obratno.

Nastajanje zgornjekrednih sedimentacijskih bazenov, ki so zelo pomembni za naftne raziskave v Zalskem bazenu, se je pričelo v santoniju. Tektonska interpretacija teh bazenov (D2 faza) še ni dokončna. Možen je tako njihov kompresijski kot tudi ekstenzijski nastanek (TARI 1994, HAAS 1999).

Tektonika pokrovnih enot pod Transdanubijskim nizom, ki se nanaša na obdobje senonske sedimentacije, je veliko bolj jasna, sloni pa na podatkih termokronološke in strukturne analize izdanjajočih kamnin. Po omenjenih podatkih je bila enota Golica-Pohorje-Wölz zahodno od obravnavanega ozemlja strukturno razgaljena (ekshumirana) vzdolž položnih ločilnih prelomov v zgornji kredi. Deformacija se je pričela v duktilnih strižnih conah, ki so naznačene z miloniti in se nadaljevala v lomnem režimu. Jelen in sodelavci (2002) menijo, da sta tako strukturno razgaljena celotna Pohorje in Kozjak, verjetno pa tudi ves murskosoboški blok. Na ta način so nastali tako imenovani ekstenzijski alohtoni, kot sta (strukturni) enoti Graški paleozoik in Transdanubijski niz. Enega takih položnih ločilnih prelomov je dosegla vrtina Bajánsenye M-I (v neposredni bližini madžarsko-slovenske meje), kjer so zgornjekredno (65 Ma) starost preloma določili z metodo Ar/Ar (LELKES-FELVÁRI et al.

2002). Videti je, da gre v tem primeru za najmlajši dogodek strukturnega iztiskanja. Verjetno je, da je bilo več vrtin na slovenskem delu predstavljenega območja (Ljut-1, Peč-1, Dan-1, Pan-1, St-1, Korovci-1α) izvrtanih skozi tektonsko odrezano mezozojsko zaporedje ekstenzijskih alohtonov. Zaradi erozije, ki je sledilo, strukturnega ozadja ostanka paleogenskega bazena Bak-Nova ni mogoče določiti. Po analogiji s širšim okoljem bi ga lahko primerjali s kompresijsko-transpresijskimi bazene, ki so se razvili v ozadju alpskega podrivanja (TARI et al. 1993).

Naslednja strukturna faza (D3) je bila zmična deformacija, ki je trajala od srednjega oligocena do zgornjega dela spodnjega miocena. Njen začetek označuje intruzija oligocenskega tonalita (31-32 Ma). Intruzija je najbrž potekala vzdolž zmičnih prelomov.

Desni zmik je bil gotovo dejaven v Balatonski coni s spremenljivo jakostjo v naslednjih 19 Ma (FODOR et al. 1998). V tem obdobju so paleozojske kamnine različne stopnje metamorfoze znotraj magmatsko-metamorfne cone lahko prišle v neposredni stik s tektonskimi ostanki granitne intruzije in permo-mezozojskimi kamninami iz enote

15

Transdanubijskega niza. V Zalski županiji notranja struktura magmatsko-metamorfne cone cone ni jasna, vendar ima glede na njen del v Sloveniji, verjetno dvojni zmični značaj (FODOR et al. 1998). Soobstoj tako različnih kamnin na razmeroma majhnem območju si lahko predstavljamo le v obliki tektonskih leč (Sl. 9).

Balatonska cona vsebuje tektonske (leče) severnejše podcone, Severnokaravanške podcone, kot dela Srednje-transdanubijske enote, ki danes prav tako predstavlja širok zmični sistem tektonskih leč (Sl. 9). Glede na palmasto strukturo lahko iz geoloških prerezov na slovenskem delu obravnavanega ozemlja sklepamo, da ima celotna Balatonska cona zmični značaj.

16

Sl. 9. Položaj in geometrija kenozojskih prelomov na madžarskem delu obravnavanega območja. Z barvami je označena starost: rjava: oligocen – sp. miocen (faza D3); rumena: karpatij – sr. miocen (fazi D4 in D5); zelena: zg. miocen – kvartar (faza D 7).

Sl. 10. Kenozojski prelomni vzorec in konturne linije krovnine mezozoika.

Nekoliko bolj jasni so strukturni odnosi v conah Južna Zala in Kalnik. Na tem delu predvidevamo reverzne prelome, ki vpadajo proti severozahodu. Deloma so ti prelomi nastali že pred fazo sinriftne sedimentacije (CSONTOS & NAGYMAROSY 1998). Kombinacija narivov in desnega zmika vzdolž Balatonskega lineamenta se nanaša na transpresijski značaj deformacije. Druge strukture znotraj enote Transdanubijskega niza je težko povezati s to fazo.

Izjema je lahko prelom Nagytilaj z domnevnim levozmičnim značajem.

Današnja struktura jarka Bak-Nova se je oblikovala ob koncu zmičnih premikanj ali po njih, toda pred odložitvijo badenijskih sedimentov. Jarek je pravzaprav sinklinala (KŐRÖSSY 17

1988, SKORDAY 2010), ki je na jugu omejena z narivom. Večkrat ponovljeno zaporedje kamnin, ki je posledica narivanja, je bilo dokazano z vrtino Zebecke Z-2. V vzhodnem delu sinklinale je domnevno manjši (antitetični) nariv z nasprotno (južno) vergenco. Nariv se konča na zahodu ob transfernem zmiku. Glavni nariv je lahko posledica SZ-JV slemenečih desnih zmikov, ki sekajo severni rob Balatonske cone (JÓSVAI et al. 2005).

Območje je bilo pred 18,5 do 16 Ma najbrž izpostavljeno protiurni rotaciji za 40-50°, kar je prav tako prizadelo paleogenske kamnine Transdanubijskega niza (MÁRTON, FODOR 2003).

To rotacijo lahko interpretiramo kot del ene najvažnejših faz, sinriftne faze Panonskega bazena, ki je potekala pred 19-12 Ma med ottnangijem in sarmatijem. Ta ekstenzijska faza (D4) je bila na nekaterih mestih tudi transpresijska. V tem obdobju so nastale najznačilnejše strukture predkenozojske podlage, ki jih predstavljajo položni ločilni normalni in zmični prelomi. Med pomembnejšimi normalnimi prelomi so se tektonski bloki (grebeni) pogreznili in nagnili (Sl. 8).

Celotno območje sekata dva glavna položna ločilna preloma. Najpomembnejši je ločilni prelom Rohonc, ki se prične ob Peniniku gričevja Kőszeg, in prečno seka celotni avstroalpinski krovni sistem ter se najverjetneje nadaljuje v globino pod Peninikom (Sl. 9) (TARI et al. 1992, TARI 1996). Vzdolž ločilnega preloma Rohonc (TARI, HORVÁTH 2010) se nahaja droba, ki je bila, glede na našo interpretacijo, dosežena v vrtini Szombathely-II. Ločilni prelom se nadaljuje proti Radgoni v JZ smeri, kjer leži med Graškim paleozoikom in enoto Golica-Pohorje-Wölz v višjem tektonskem nivoju. Isti ali nek drug samostojni ločilni prelom se od tam obrne nazaj in doseže slovensko-madžarsko mejo pri kraju Bajánsenye. Za sedaj ga bomo imenovali Bajánski ločilni prelom. Kot je že bilo omenjeno, vrtina Baján M-I dokazuje, da je bila ta položna cona aktivna v zgornji kredi. Miocensko aktivnost tega peloma dokazuje veliki tektonski poljarek (Őrséški jarek), ki je zapolnjen z miocenskimi sedimenti.

Poteku preloma od kralja Bajánsenye sledimo proti JZ nazaj v Slovenijo (Sl. 9).

Na tem območju se nahaja veliko normalnih prelomov povezanih z dvema glavnima upognjenima ločilnima prelomoma, ki sta upognjena. Običajno omejujeta robove asimetrično nagnjenih blokov. Vzdolž normalnih prelomov nastopajo vlečne gube, medtem ko so se med antitetičnimi prelomi razvile sinklinale.

Raziskovalno območje se razteza proti severu vse do bazena Kenyéri na Mali madžarski ravnici. Jarek Ják leži jugovzhodno od ločilnega preloma Rohonc, jarek Vend pa se nahaja še južneje. Tektonski poljarek Őrség leži dalje proti jugu v krovninskem bloku ločilnega preloma Baján. Najgloblji miocenski bazen, jarek Resznek pa je razvit v krovninskem bloku naslednjega normalnega preloma (Sl. 9). Predkenozojska podlaga doseže tu globino do 6 km.

Severovzhodno od poljarka Őrség poteka upognjen greben Nádasd s kompeksno notranjo zgradbo, ki je na SV omejen s tektonskim jarkom z normalnimi prelomi različnih usmerjenosti. Greben na seveu slemeni v smeri S-J, na jugu pa se obrne proti vzhodu.

Severozahod – jugovzhod potekajoči sistem jarka Vasvár-Nagygörbő dalje proti severu (Sl.9) Strukturno je del jarka Tapolca, vendar ju loči plitvi prag.

Slovenski del projektnega območja lahko prikažemo skozi deformacijski fazi D3 in D4, kot sledi. Tektonska faza D3 na slovenskem delu obravnavanega območja vodi k nastanku Murskosoboškega ekstenzijskega bloka (sensu JELEN & RIFELJ 2010). Omejen je s severnim (Radgonsko-Vaški subbazen) in južnim (Ptujsko-Ljutomerski subbazen) zmičnim jarkom, ki tvorita Radgonsko-Vaški in Ptujsko-Ljutomerski prelomni coni. Prečno na oba jarka sta se izoblikovali zahodna (Mariborski subbazen) in vzhodna (vzhodno Murski-Orsegški subbazen) sigmoidno oblikovani poglobitvi (subbazeni, poimenovani sensu JELEN 2010). Ekstenzijsko razpiranje (D4) je bilo deloma sočasno, delamo pa je sledilo spodnjemiocenski zmični in

18

narivni deformacijski fazi D3, kar je povzročilo gravitacijsko tonjenje Murskosoboškega bloka.

Ekstenzijsko prelamljanje je bilo deloma sočasno, deloma pa je sledilo spodnjemiocenski zmični in narivni deformacijski fazi D3, ki je povzročila gravitacijsko tonjenje Murskosoboškega bloka proti vzhodu.

Več sin-razpiralnih (angl. syn-rift) jarkov s smerjo V-Z se nahaja na južnem delu območja. Obrobni normalni prelomi omejujejo greben Hahót s severne strani. V južnem delu Zalskega bazena je prav tako nekaj jarkov, ki so zapolnjeni z debelimi predpanonijskimi miocenskimi sedimenti (KŐRÖSSY 1988). Obrobni prelomi teh jarkov so se reaktivirali v neotektonski fazi D7 z inverznim značajem.

Dva taka jarka potekata tudi preko madžarsko-slovenske meje. Ptuj-Ljutomer-Budafa tektonski poljarek je mnogo globji od severneje potekajočega Radgonsko-Vaškega tektonskega poljarka. Geološki prerezi od P7 do P9 kažejo, da je bil ta poljarek zapolnjen s sedimenti karpatijske in spodnjebadenijske starosti Haloške formaciji zelo velike debeline (1 do 2 km).

Normalni prelomi so povezani z levimi zmiki. Zmiki se začenjajo iz velikih normalnih prelomov in najbrž nadomeščajo diferencialno podaljšanje (raztezanje) vzdolž teh prelomov.

Najznačilnejši tak element, ki leži pod reko Rába, veliko avtorjev tradicionalno imenuje Rabska linija. Ker so definicija, lokacija in interpretacija Rabske linije sporne, in ker je to glede na našo analizo neka druga struktura, jo imenujemo zmična cona Viszák. Polarnost zmika se spreminja vzdolž njegove smeri. Z glavnim prelomom so na nekaterih mestih povezani tudi zelo strmi inverzni prelomi. Sprememba v polarnosti in strmi kot vpada so vidni pri kraju Viszák, kakor tudi vzdolž grebena Nemeskolta-Ikervár. Ta levi zmik je na jugu pridružen ločilnemu prelomu Baján in se ne nadaljuje proti JZ. Drugi značilni strukturni elementi na tem območju so desni zmiki (faza D5). Te lahko proti zahodu sledimo v površinskih izdankih, kot na primer zmik Padrag. Zmiku Nagytilaj (TARI 1994) lahko sledimo le pod površino. Ti ZSZ-VJV usmerjeni zmiki so predstavljeni na seizmičnih profilih kot strmi prelomi in na nekaterih mestih izkazujejo očitno inverzni značaj (kinematiko). Čeprav bi desni zmični premiki lahko potekali med med sin-razporno (angl. syn-rift) fazo, pa bi bili lahko dejavni predvsem v zgornjem sarmatiju pred 12-11 milijoni let (MÉSZÁROS 1983).

Gube, ki prevladujejo na južnem delu območja, so nastale s strukturno inverzijo južnega dela mursko-zalskih bazenov. Domnevno so proti zahodu povezane s Posavskimi gubami (DANK 1962) in gubami v Halozah. Antiforme in sinforme imajo amplitudo 1-2 km in valovno dolžino 5-15 km. Pravzaprav te gube pripadajo slepim inverznim prelomom, ki so se razvili v inverzne prelome z inverzijo sin-razpornih (angl. syn-rift) normalnih prelomov (Sl. 11) (HORVÁTH, RUMPLER 1984). Gubanje je prizadelo ‘panonijske’ sedimente kot je prikazano na osnovnih kartah formacij. Po oceni UHRIN-a (2009) se je gubanje pričelo že med 'panonijsko' sedimentacijo, saj je n.pr. formacija Szolnok (primerljiva s spodnjim delom Lendavsek formacije) manj peščena in tanjša na vrhu gub. Na temelju tega opazovanja bi se strukturna inverzija (faza D7) lahko pričela pred 7,5 milijoni let, čeprav je na začetku procesa regionalno post-razporno (angl. post-rift) pogrezanje (faza D6) še kompenziralo lokalno strukturno dviganje.

Na osnovi litoloških podatkov in pripadajočih interpretacij, je bil Murskosoboški blok (ekstenzijski, sensu JELEN, 2010) naknadno (najverjetneje tekom pontija do kvartarja, t.j. v teku tektonske faze D7) levo zarotiran in nekoliko nagnjen proti severu. Zaradi tega se je severni Radgonsko-Vaški tektonsko-erozijski jarek nekoliko zaprl, najmočneje na zahodni

19

strani, kjer je nastal manjši prag (poimenovali smo ga Velški prag po vasi Velka). Podobna neotektonska rotacija je bila dokazana na območju Haloz. Videti je, da je sledila glavni fazi gubanja (MÁRTON et al. 2002).

Gubanje antiklinal Lovászi, Budafa in Belezna (faza D7) se je nadaljevalo tudi v pliocenu in kvartarju, čeprav je bila jakost deformacij manjša kot v zgornjem miocenu (Sl. 11). Kaže se v rahlo nagubani denudacijski površini, ki jo lahko prikažemo kot ovojnico reliefa. Dvigajoče antiforme so dejavno prizadele sistem površinskih tokov: odvrnile so potoke Válicka in Kerka na sprednji strani antiklinal, medtem ko so se na temenih razvili vetrni kanali (FODOR et al.

2005).

Sl. 11. Zgornjemiocensko do kvartarno gubanje (faza D7), ki je reaktiviralo miocenske normalne prelome in agubalo površino kvartarja (FODOR et al. 2005).

20

4.3.Predkenozojska podlaga Predkenozojska podlaga projektnega območja ima zapleten vzorec, ki je bil, glede na razpoložljive podatke, lahko le delno interpretiran. Sestavljena je iz več tektonskih enot (Sl. 12, 13), podrobneje opisanih v tem poglavju.

Sl. 12 Predkenozojska zgradba T-JAM projektnega območja

21

Sl. 13 Reliefna kata predterciane podlage T-JAM projektnega območja

4.3.1. Penninik Peninik izdanja na SZ delu raziskovanega območja. Litološko tektonska enota Peninik sestoji iz mezozojskih terigenih kamnin in metamorfnih kamnin faciesa zelenega skrilavca, ki izvirajo iz bazičnih vulkanskih kamnin (kremenov filit, apnenčev filit, meta-konglomerat in različni zeleni skrilavci). Te kamnne izdanjajo v gričevju Kőszeg. Prvotne kamnine so jurske ali spodnjekredne starosti (CSÁSZÁR 1997), metamorfoza naj bi potekala v spodnjem terciarju (Eocen-Oligocen), medtem ko je dviganje, ki ga lahko povežemo z ohlajevanjem enote, potekalo v miocenu (BALOGH et al. 1983, DUNKL & DEMÉNY 1997).

4.3.2. Graški Paleozoik in enota Ikervár Iz globokih vrtin na območju od Szentgotthárda, preko Ölbő pa vse do SSV obrobja grebena Mihály, so južno in jugovzhodno od tektonske enote Peninika znane nizkometamorfne kamnine (t.i. Metamorfno zaporedje Rába, FÜLÖP, 1990), ki so v povezavi z Graškim paleozoikom. Dalje proti jugu proti Sloveniji se verjetno pojavlja v podlagi vzdolž ozkega traku blizu meje z Avstrijo. Zaporedje, ki je razvidno iz globokih vrtin na grebenu Mihály in njegovi soseščini, je interpretiral FÜLÖP (1990) kot rezultat spodnje-paleozojskega (silurij?-devonij) sedimentacijskega cikla. Peščenjak Nemeskolta je smatral za osnovno kamnino ciklusa, katerim sledijo različni filiti (Mihály filit) z vulkanskimi vključki (Sótony Metavulkanit), nato pa devonski karbonati (Bük dolomit) zaključijo zaporedje. Korelacijo skrilavca pri Szentgotthárdu s filitom Mihály je nezanesljiva, zato se obravnava ločeno. Del teh kamnin lahko prištejemo k spodnjepaleozojskim kamninam Transdanubijskega niza, s paleozojsko K-Ar starostjo okoli 315 milijonov let (ÁRKAI & BALOGH 1989). Na drugi strani kažeta skrilavec Szentgotthárd in filit Mihályi K-Ar starost med 180 to 116 milijonov let (ÁRKAI & BALOGH 1989). To nakazuje učinek Alpske orogeneze v obravnavanih kamninah,

22

tako da se lahko K-Ar podatki interpretirajo kot starosti, ki so delno pomlajene (ÁRKAI & BALOGH 1989).

V nekaj vrtinah metasedimenti vsebujejo fosile (Lombardia?, Tintinnida?, Echinodermata?), na osnovi katerih je predlagana zgornjejurska do spodnjekredna starost odlaganja (JUHÁSZ & KŐHÁTI 1966). Čeprav paleontološki podatki niso potrjeni, so HAAS in sodelovci (2010) vseeno izddvojili majhno enoto zgrajeno iz zgornjemezozojskih metasedimentov, enoto Ikervár. Strukturno je verjetno umeščena med enoti Graškega paleozoika in Transdanubijskega niza.

4.3.3. Enota Golica-Pohorje-Wölz in pripadajoči miloniti Jugozahodno od vrtine Bajánsenye–M–1 (B–M–1) je podlaga sestavljena iz kamnin, v katere je vtisnjena Eoalpinska (kredna) metamorfoza; litološko jo predstavljajo v glavnem gnajsi in blestniki, podrejeno pa amfiboliti (redko eklogit) ter posamezni vložki marmorja in kvarcita (LELKES-FELVÁRI et al. 2002). Te kamnine so primerjane z metamorfnimi kamninami pokrova Golica-Pohorje-Wölz. So v tektonskem stiku z mezozojskimi kamninami enote Transdanubijskega niza (FODOR et al. 2003, HAAS et al. 2010).

Metamorfne kamnine se izpod nemetamorfoziranih kamnin pojavijo v tektonskem oknu.

Enota Golica-Pohorje-Wölz je bila močno deformirana in spremenjena v milonite. Zanje je na Madžarskem uvedeno začasno ime Baján Fm. Ar-Ar starosti nakazujejo zgornjekredni nastanek belih sljud, vendar pa je bilo, na osnovi primerjave z izdanki na Pohorju, možno kasnejše reaktiviranje v duktilnih ali lomnih pogojih (kataklaziti). Deformacija teh kamnin je lahko trajala do konca spodnjega miocena.

Kamnine Avstroalpinika delimo v Sloveniji v grobem v dve skupini , ki vključujeta kamnine kristalizirane v almandin-amfibolitnem faciesu (enota spodnjega Avstroalpinika) in kamnine faciesa zelenih skrilavcev (enota zgornjega Avstroalpinika). V slovenskem delu projektnega območja je bilo izvrtanih več kot 200 vrtin, čeprav večina ni dosegla predkenozojske podlage. Vrtine, ki segajo do metamorfne podlage so naslednje: Ba-1/57 do Ba-5/58; BS-2/76; Dan-1/78; Dok-1/88; Fi-1/54 do 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 do Mb-6/94; Mot-1/76; MS-1/43 do MS-4/67; Mt-1/60 do Mt-3/61; Niko-1/08; Nu-4 in 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 in Ve2/57. Večina njih je končana v enoti Golica-Pohorje-Wölz, ki predstavlja visoko do srednje poli-metamorfozirane kamnine z močnim Alpinskim pretiskom. Slednji je nakazan z mineralno sestavo in starostjo kamnin (FODOR et al. 2008, JANÁK et al. 2006), ki so močno milonitizirane in imajo izrazito raztezno lineacijo.

4.3.3.1. Zgornja Avstroalpinska enota; Kobanska in Štalenskogorska formacija Kamnine faciesa zelenih skrilavcev nastopajo samo v Sloveniji. Zeleni skrilavci (v ožjem smislu) nastopajo podrejeno in obsegajo kloritno-amfibolske skrilavce (z biotitom, epidotom in albitic oligoklazom), ki so na karti podlage prikazani skupaj s sericitno-kremenovimi filiti kot Kobanska Formacija. Za filitni del zaporedja so značilni metakeratofir in njegov tuf ter marmor s primesmi tufa in klorita-sericita.

Filitoidne kamnine v okolici Sotine na Goričkem predstavljajo sericitni filit s prehodi v karbonatni filit in kloritni skrilavec, redka pa sta marmor in grafitni kvarcit (PLENIČAR, 1970 a, b). Litološko so podobni zgornjemu delu Štalenskogorske formacije (metatufiti), vendar jih zaradi kompilacije z mejnimi območji proti Madžarski in Avstriji, uvrščamo k varistični nizko

23

metamorfni spodnjepaleozojski formaciji enote Zgornjega Avstroalpinika. Štalenskogorsko formacijo je dosegla le vrtina Šom-1/88, ki se nahaja na severozahodnem delu karte podlage.

4.3.3.2. Spodnja Avstroalpinska enota; Pohorska formacija Ta enota predstavlja v slovenskem delu projektnega območja prevladujočo litologijo.

Obsega metamorfne kamnine Pohorske formacije sestavljene iz gnajsov s prehodi v blestnike, v kateri so lečasti vključki amfibolita, eklogita ter podrejeno marmorja in kvarcita.

Pohorska formacija predstavlja neposredno nadaljevanje kamnin Srednjega in Zgornjega Avstroalpinika proti vzhodu. Na projektnem območju so v celoti prekrite z okrog 500 do ocenjenih 5000 m debelimi neogenskimi in sedimentnimi kamninami in sedimenti. Kamnine so regionalno poli-metamorfozirane in odražajo močan pretisk Alpidske metamorfoze. Zato so bili sledovi starejših kamnin odkriti le z izotopskim radiometričnim datiranjem cirkona (FODOR et al. 2008).

Milonitizacija spremenljive intenzitete zajema pretežni del metamorfnega zaporedja Pohorja in Kobanskega ter po analogiji in po podatkih iz nekaterih vrtin, tudi predkenozojske metamorfne podlage. V primeru močnejše milonitizacije, še posebno v filonitnih conah, nastopa težava ustrezne litološke določitve (predvsem, kadar je določana na drobcih navrtanine). Kamnine na stiku Pohorske in Štalenskogorske formacije so deloma določane kot filiti z narivno mejo, deloma kot filiti s postopnim prehodom v gnajse in blestnike ter deloma kot retrogradne kamnine, ki vključujejo več vrst kamnin. Pri geološki interpretaciji podlage so bile omenjene kamnine združene v eno skupino milonitov in filonitov, ker zaenkrat točnejša opredelitev ni mogoča.

4.3.4. Enota Transdanubijskega niza, magmatsko-metamorfna cona Predvsem spodnjepaleozojske epimetamorfne kamnine sedimentnega, siliklastičnega izvora (Balatonfőkajár kremenov filit) lahko najdemo v coni omejeni z Balatonfő in Balatonskim lineamentom. Vendar pa je bilo več vrtin v Zalskem bazenu (npr. Pördefölde Pd–1, Eperjehegyhát E–6, Pusztamagyaród Pu–5, Gelse Gel–1) izvrtano v anhimetamorfne meljevce in peščenjake (skrilavci nižje stopne metamorfoze). Istočano so druge vrtine (Balatonhídvég Hi–1, Hi–2, Sávoly Sáv–7, Garabonc Gar–1) prevrtale kamnine mnogo višje metamorfne stopnje (granatni blestnik, andaluzitno-biotiti-silimanitni skrilavec). Odnos med temi kamninami in starost metamorfizma še niso pojasnjeni. Po FÜLÖPU (1990) metamorfna stopnja kremenovega filita Balatonfőkajár narašča proti JZ. S tem razlaga pojave višje metamorfnih kamnin okoli krajev Balatonhídvég, Sávoly and Garabonc, ne daje pa nobene razlage za pojavljanje nižjemetamorfnih kamnin v nadaljevanju te cone v Zalskem bazenu.

Tovrstne metamorfne kamnine rahlo različne metamorfne stopnje vzdolž Balatonskega lineamenta je možno dobro strukturno interpretirati kot nadaljevanje Periadriatskega zmičnega lineamenta (KÁZMÉR in KOVÁCS 1985, BALLA 1988, TARI 1994, FODOR et al.

1998). Kamnine različnih stopenj metamorfozee znotraj te cone pa lahko razložimo kot tektonske fragmente izvirajoče delno iz enote Transdanubijskega niza, deloma pa iz ne natančno določene (Austroalpinske?) enote.

24

4.3.5. Enota Transdanubijskega niza Glavni del obravnavanega območja pripada enoti Transdanubijskega niza, predterciarni podlagi, ki je sestavljena iz sedimentnih kamnin. Predterciarne kamnine so na površini odkrite v Transdanubijskem nizu, jugozahodno kjer sestavljajo podlago Zalskega bazena, pa so prekrite z več sto metrov debelimi terciarnimi sedimenti. Predterciarna podlaga izdanja na obravnavanem ozemlju le v hribovju Keszthely in v okolici kraja Sümeg. Najstarejši znan člen zaporedja je anhimetamorfni spodnjepaleozojski (ordovicij–devon) skrilavec nastal iz sedimentov odprtega morja (formacija Lovas FÜLÖP 1990, BUDAI et al. 1999), ki je prekrit z zgornjepermsko-spodnjekredno bolj ali manj zvezno sedimentacijsko sekvenco nad znatno vrzeljo (hiatusom). Zgornjepermska – spodnjekredna sekvenca, ki se je odlagala v tej stopnji alpskega cikla je bila deformirana v Avstrijski kompresijski fazi v kredi, ki je povzročila gubanje in celo nekaj sto metrov velike reverzne prelome na krilih nastajajoče sinklinale (Litér in Veszprém lineamenta). Jurske in spodnjekredne kamnine so se med dvigom, ki je sledil tej deformaciji, ohranile le vzdolž osi sinklinale, medtem, ko so bile na krilih sinklinale skoraj popolnoma erodirane celo triasne kamnine. Zgornjekredni sedimenti so bili odloženi na deformirano in erodirano površino s kotno diskordanco in precejšnjo vrzeljo.

Značilna zgornjepermska kamnina Transdanubijskega niza je kopenski terigeni peščenjak (peščenjak Balatonfelvidék), ki je skupaj s spodnje- in srednjetriasnimi kamninami poznan iz JV in NZ kril sinklinale. Vendar pa ne moremo izključiti prisotnosti spodnjepermskega riolita (riolit Kékkút), ker ga je več vrtin navrtalo v podlagi bazena Tapolca, blizu obravnavanega ozemlja, npr. v vrtinah Gyulakeszi Gy–5, Káptalantóti Kt–3 in Badacsonyörs Bö–12 (FÜLÖP 1990). Zgornjepermski peščenjak, ki je bil navrtan z vrtino Dióskál Di–5 znotraj obravnavanega območja na severni strani Balatonskega lineamenta, je večkrat ponovljen in naluskan skupaj s spodnjetriasnimi kamninami (KŐRÖSSY 1988). Spodnjetriasno plitvomorsko zaporedje je bilo dokazano tudi v vrtini Szigliget Szi–1 (BUDAI et al. 1999).

Njegov nižji del (induanijska stopnja) vsebuje anhidritno-dolomitne plasti in peščenjak (formacija Köveskál), njegov zgornji del (olenekijska stopnja) pa rdeč meljevec in zrnat dolomit (formacija Hidegkút) ter laporovec in apnenec (lapor Csopak).

Spodnji del srednjega triasa (spodnji anizij) sestavljajo plitvomorski karbionati: drobno laminiran zrnat dolomit (formacija Aszófő na dnu, nato nastopajo laminirani bituminozni apnenci (formacija Iszkahegy) in na vrhu spet dolomit (formacija Megyehegy). Isto spodnje do srednjetriasno zaporedje je poznano s SZ krila sinklinale iz vrtine Alsószalmavár Asz–1, ki je bila izvrtana na Majhni madžarski ravnici (HAAS et al. 1988). Srednji (srednji in zgornji anizij) in zgornji (ladinijska stopnja) del srednjega triasa predstavljajo v večini morski apnenci, laporji, tufiti in siliciklastični sedimenti (formaciji Felsőörs in Buchenstein) npr. v vrtinah Ortaháza–7, –9, –34; Kehida–3; Bajcsa–I, –14; in Pusztaapáti–1.

Najnižji del zgornjega triasa (karnijska stopnja) zastopa znotrajplatformski bazenski lapor in apnenčast lapor (formacija Veszprém) z vložki apnenca v zgornjem delu (formacija Sándorhegy). Karnijski bazenski sedimenti so poznani na površini tudi v hribovju Keszthely, kjer se prstasto prepletajo s plitvomorskimi platformnimi karbonati (apnenec Ederics in dolomit Sédvölgy) (BUDAI et al. 1999). Karnijske sedimentne kamnine so bile prevrtane na primer v vrtinah Hévíz–6, Dióskál–7, Pötréte–1, Kehida Kd–3 and Nagytilaj–2, kakor tudi v vrtinah okoli krajev Nagylengyel in Ortaháza (KŐRÖSSY 1988). Zgornji del zgornjega triasa (norij-retij) je zastopan s razširjenimi debelimi plitvomorskimi karbonati. Spodnjih približno 1,5 km sestavlja dolomit (Hauptdolomit ali Glavni dolomit), zgornjih nekaj sto metrov pa apnenec (Dachsteinski apnenec). Norijski dolomit izdanja v hribovju Keszthely, medtem ko je apnenec omejene na bližino kraja Sümeg. Norijsko–retijski znotrajplatformski bazenski sedimenti so poznani tudi na večjem delu obravnavanega območja, v spodnjem delu nastopa

25

bituminozni laminiran dolomit (dolomit Rezi), v zgornjem delu pa nastopa lapor in glinast lapor (formacija Kössen). Na površini so te kamnine poznane prav tako iz hribovja Keszthely (BUDAI et al. 1999) in v okolici kraja Sümeg (HAAS et al. 1984).Odkrite so bile z večimi vrtinami v podlagi Zalskega bazena, npr. okoli krajev Nagytilaj, Zalaszentmihály, Szilvágy, Kehida, Nagylengyel, Misefa and Pölöske (KŐRÖSSY 1988).

Jursko-spodnjekredne kamnine so poznane na obravnavanem območju na površini le pri kraju Sümeg. Tu so spodnjejurske kamnine zastopane s plitvovodnimi apnenci (apneneci Kardosrét, Pisznice in Hierlatz), srednje- do zgornjejurske s pelagičnimi bazenskimi apnenci z calpionellami (“ammonitico rosso”) in radiolaritom (formacija Lókút) (HAAS et al. 1984).

Zgornjejursko-spodnjekrednem apnencu z roženci ‘biancone’ tipa (apnenec Mogyorósdomb) sledi pelagični spodnjekredni lapor (lapor Sümeg). Jursko-spodnjekredne kamnine različnih faciesov so ohranjeni v podlagi Zalskega bazena v majhnih erozijskih krpah, npr. v vrtinah okoli krajev Nagylengyel–Pölöske–Misefa–Nagytilaj–Szilvágy in Hahót. Apnenec aptijskoalbijskega sedimentacijskega cikla je ohranjen na površini okoli kraja Sümeg (apnenec Tata) in v vrtinah okoli kraja Nagylengyel.

Sedimenti zgornjekrednega sedimentacijskega cikla so bili odloženi diskordantno na predsannonijsko podlago, ki je bila nagubana, dvignjena in erodirana med Avstrijsko tektonsko fazo. (HAAS et al. 1984). Za kopensko erozijsko obdobje je bilo značilno zakrasevanje površine zgrajene predvsem iz triasnih karbonatnih kamnin in boksitizacija (okoli Sümega). Zgornjekredne kamnine so zastopane s plitvovodnimi grebenskimi apnenci z rudisti (apnenec Ugod) na predsenonskih območjih, medtem ko v bazenih prevladujejo zaporedja pelagičnih laporjev (lapor Jákó in lapor Polány). Senonski sedimenti so razširjeni v podlagi Zalskega bazena in Majhne madžarske ravnice.

V slovenskem delu projektnega območja kamnine, podobne tistim v Transdanubijskem nizu, nastopajo le v majhnih tektonskih ali erozijskih ostankih. Zgornjetriasne in kredne karbonatne in Gossauske klastične kamnine na severnem robu Murskosoboškega bloka so interpretirane kot tektonsko iztisnjene leče znotraj zmičnih struktur Radgonsko-Vaške prelomne cone.

4.3.5.1. Ljutomerski prehodni pas Južni del slovenskega dela projektnega območja se močno razlikuje od enote GolicaPohorje-Wölz, tako z litološkega, kot tudi strukturnega zornega kota. Na osnovi primerjave z enotami v nadaljevanju na madžarsko stran so znotraj V-Z potekajoče Ljutomerske prelomne cone interpretirane zgornjepaleozojske do mezozojske in spodnjetriasne, pretežno klastične kamnine Transdanubijskega niza. Njihovo pojavljanje ni nikjer neposredno dokazano z vrtinami, ker nobena od njih ni dosegla predkenozojske podlage. Kamnine nastopajo v pasu, ki ga tu imenujemo Ljutomerski prehodni pas. Predvidevamo, da je ta pas s severne strani proti Murskosoboškemu bloku, kot tudi proti karbonatnim kamninam Južnokaravanške cone z južne strain, omejen z reverznim prelomom. Prelomi znotraj Ljutomerske prelomne cone so v grobem privzeti po strukturnem modelu JELENa in RIFELJeve (2009-2010). To cono so HAAS in sodelovci (2000) interpretirali kot cono Severnih Karavank. Po interpretaciji nekaterih avtorjev (e.g. PLACER 2008), bi lahko Ljutomerska prelomna cona predstavljala nadaljevanje Periadriatske cone.

26

4.3.6. Srednjetransdanubijska enota Podlaga, poznana le iz globokih vrtin, tako imenovane Srednjetransdanubijske enote (HAAS et al. 2000, 2010), ki leži med Balatonsko cono in Srednjemadžarskim lineamentom, je sestavljena iz permo-triasnih kamnin. Te kamnne skupaj s kamninami južne metamorfno – magmatske cone Transdanubijskega niza gradijo Srednjemadžarsko strižno cono. To enoto lahko nadalje razdelimo na tri podenote (HAAS et al. 2000): Julijske Alpe in Južne Karavanke, Južno Zala ter Kalnik. Strukturno so povezane, vendar sta značaj in starost strukturnih odnosov neznana. Blizu madžarsko – slovensko – hrvaške meje so poznane permske plitvovodne siliklastične in karbonatne kamnine (Južnokaravanška podenota). Temnosivi sericitni skrilavci, ki v vrtini Újfalu–1 (U–1) ležijo pod spodnjepermskim apnencem, so domnevno karbonske starosti.

V Sloveniji se kamnine Južnokaravanških paleozojskih do mezozojskih formacij nahajajo južno od Ljutomerske tektonske zone (Periadriatske cone) v tektonskem stiku z Ljutomerskim prehodnim pasom. Srednje do zgornjetriasne karbonatne kamnine je dosegla le vrtina DS1/58. Tri dodatne točkovne podatke imamo s hrvaške strain območja (vrtine Vuč-1 in 2, Vuk1) pri Vučkovcu in Vukanovcu. Zato je karta podlage južno od Ljutomerske cone v glavnem vprašanje interpretacije.

V južnem delu območja so permske usedline z evaporati verjetno pokrite s triasnimijurskimi pobočnimi in bazenskimi usedlinami, ki so šibko metamorfozirane. Kredni(?) melanž (Inke Fm.) je v enoti Kalnik pokrit z zgornjekrednimi (senonskimi) pelagičnimi laporji (Gyékényes Fm.).

4.3.7. Enota Tisa Podlaga majhnega območja na najbolj JZ delu obravnavanega območja sestavljajo skrilavci srednje stopnje metamorfoze enote Tisa, na katero verjetno do določenega obsega nalega tudi Srednjetransdanubijska enota (CSONTOS, NAGYMAROSY 1998).

4.4. Eocen Eocenske formacije v Zalski regiji so bile donedavno poznane le v tektonskem jarku BakNova s smerjo VSV-ZJZ kakor tudi v tektonskem ostružku v bližini kraja Ortaháza.

Diskordantno prekrivajo zgornjekredne in triasne formacije. Jarek Bak–Nova je nastal kot rezultat kompresije, nekoliko južno od osi zgornjekrednega sedimentacijskega bazena, kjer so zgornjekredni in eocenski sedimenti nagubani v sinklinalo s strimimi krili na obeh straneh.

Na področju Sávoly, v coni Balatonske linije, so bili dokazani novi pojavi eocenskih kamnin kot rezultat raziskav madžarske naftnega in plinskega podjetja (MOL) (JÓSVAI et al.

2005). Več sto metrov debelo zgornjeeocensko zaporedje sestoji iz temnosivih in črnih glinovcev sladkovodnega faciesa, ki vsebujejo ostrakode in so lokalno bogati z ostanki zogljenelih rastlin in premogom.

Na območju tektonske enote ALCAPA se je vulkanizem, ki ga lahko sledimo od Južnih Alp do Severnomadžarskega višavja pričel v mlajši dobi srednjega eocena in dosegel vrhunec v oligocenu. Eruptivni centri so odkriti od Zalske regije do gorovja Mátra, v coni v smeri JZSV. V Zalski regiji imajo vulkaniti andezitno-dacitno sestavo (andezitna formacija Szentmihály) z značilno veliko debelino, ki je poznana iz globokih vrtin, in lahko prodirajo tudi skozi apnenec Szőc in lapor Padrag. Poudariti je treba, da je bila starost tega vulkanskega niza v zadnjih letih vprašljiva in interpretirana kot plitva intruzija oligocenske starosti, začasno povezana s tonalitnimi intruzijami (BENEDEK et al. 2001).

27

V slovenskem delu projektnega območja eocenske usedline ne izdanjajo. Prikazane so le na geološkem prerezu P8 (Priloga IV) v obliki hitrega menjavanja laporovca in apnenca ter ponekod karbonatne breče.

4.5. Oligocen Za oligocen je značilna kopenska sedimentacija na severnem delu Zalske regije kot v obrobnih delih Transdanubijskega niza. Material kopensko-rečnega zaporedja je uvrščen v formacijo Csatka, je rečnega izvora (reka je bila velikosti današnje reke Rabe) (BENEDEK et al. 2001). Na območju Zale prevladujejo debelozrnati sedimenti. Izvorno področje tega materiala lahko sledimo jugozahodno od Transdanubijskega niza, čeprav se je transport manjših količin lahko vršil tudi z juga. V severovzhodnem delu obravavanega območja lahko omejimo fluvialno sekvenco v smeri JJZ-SSV (pod poglobitvijo Pusztamiske).

Vzdolž Balatonske linije so se med oligocenom pojavile intruzije. Proti zahodu lahko ta tonalitna telesa povezujemo z magmatskimi telesi vzdolž Periadriatskega lineamenta, kajti so zelo podobna tako po starosti (30–32 Ma) kot po geokemijskih lastnostih (BENEDEK 2002).

V Sloveniji so oligocenske sedimentne kamnine razvite le v skrajno jugovzhodnem delu obravnavanega območja (JELEN & RIFELJ, 2011). V Ljutomerskem prehodnem pasu severno od Donačkega preloma ločimo dve oligocenski formaciji. Pletovarsko formacijo predstavljajo peščeni lapor in redkeje peščenjak, Govška formacija pa je zastopana z kremenovim peščenjakom in konlgomeratom ter glavkonitnim peščenjakom. Pletovarsko formacijo uvrščamo v zgornji oligocen (spodnji eggerij), Govško pa v zgornji oligocen do spodnji miocen (spodnji eggerij – zgornji eggerij). Nenavdna geometrija prikazanih stratigrafskih enot v najužnejšem delu prereza P8 (Priloga IV), najverjetneje odraža tektonske leče znotaj Donačke prelomne cone.

4.6. Predpannonijski Miocen 4.6.1. Eggenburgij–Ottnangij Med eggenburgijem in ottnangijem je bila za obravnavano ozemlje značilna kopenska sedimentacija. Na južnem delu se je odlagalo zaporedje konglomeratov, proda, peščenjaka, melja in gline, ki pripada formaciji Szászvár. Te kamnine so bile prevrtane v bližini Lentija (Csesztreg, Kerkabarabás) in JJV od Nagykanizse (Zákány, Porrogszentkirály, Iharos, Inke).

Ta formacija diskordantno prekriva mezozojski bazen in je prav tako diskordantno prekrita s formacijami Budafa, Tekeres, Lajta ali mlajšimi ‘pannonijskimi’ formacijami. Lokalo debelina formacije Szászvár presega 1000 m (Gyékényes Porrogszentkirály Gyék–I vrtina).

Prav tako lokalno (območje Kerkabarabás, Inke, Iharos) lahko v tem kopenskem zaporedju plasti najdemo tudi vložke tufa (“spodnji riolitni tuf / riolitno tufska formacija Gyulakeszi).

Na zahodnem predgorju Transdanubijskega niza zastopa spodnji miocen terigena formacija Somlóvásárhely eggenburgijsko-ottnangijsko in karpatijske starosti, ki jo le s težavo razlikujemo od starejših kopenskih sedimentov formacije Csatka, tako da je njena površinska razmejitev zelo problematična. Največja debelina je 129 m (Nagygörbő Ng-1 vrtina), v kateri prav tako najdemo vključke ‘spodnjega riolitnega tufa’ formacije Gyulakeszi.

Spodnjemiocenski kopenski sedimenti severozahodnega dela obravnavanega območja (v okolici Szombathelya in Szentgotthárda) so uvrščeni v formacijo Ligeterdő (Auwaldschotter), ki sega v Karpatij. Material izvira iz Vzhodnih Alp; drobir je bil prenesen z rekami v zahodnomadžarski sedimentarni bazen. Formacija leži na mezozojski podlagi. V vrtini Szombathely–II je viden tektonski stik med formacijo Ligeterdő in mezozojsko podlago. Na njej ležijo badenijske formacije. Njena debelina na obravnavanem območju dosega nekaj

28

deset metrov. Prej je bilo domnevano, da je formacija ottnangijske in karpatijske starosti, vendar je potrebno na osnovi podatkov iz Avstrije (PASCHER 1991) njeno starost razširiti tudi v spodnji badenij.

Omeniti je potrebno, da so nekatere vrtine na obravnavanem območju prevrtale vulkanske kamnine, ki pripadajo andezitni formaciji Mecsek (v bližini kraja Sávoly) in riolitno tufski formaciji Gyulakeszi (‘spodnji riolitni tuf’). Zadnji se pojavlja, kot smo omenili že prej, v povezavi s spodnjemiocenskimi kopenskimi sedimenti.

4.6.2. Karpatijj–spodnji badenij Na madžarskem delu projektnega območja so karpatijsko – spodnjebadenijske sedimentne kamnine na severu omejene z Rábsko linijo, na vzhodu s prelomno cono mezozoika do Balatonske linije, od katere se razširjajo dalje proti jugu in vzhodu. Južno mejo predstavlja tektonska linija Somogyudvarhely-Szigetvár. Debelina zaporedja je negotova, ker ga večina vrtin ni prevrtala, vendar lahko največja debelina presega nekaj km. Dokazana debelina v globoki coni Őrség–Lovászi (vrtina L-II) je 2000 m. Sedimentacija je potekala predvsem na območju Őrség-Lovászi-Budafa-Oltárc, skoti katerega je bila vzpostavljena morska povezava proti zahodu.

Erodirano ozemlje je bilo poleg paleozojskih kamnin vzdolž Balatonske linije prevladujoče zgrajeno iz mezozojskih karbonatnih kamnin in pelitskih sedimentnih kamnin (na zahodnem delu območja Őrség); razpad teh kamnin se je dogodil na zelo kratkih razdaljah. To naj bi bil razlog, da je nedaleč od nekdanjih obal moč najti izključno pelitske sedimente. Sedimentacijski bazen ni zavzemal velikega ozemlja; tudi debelo zaporedje pelitskih sedimentov ne kaže na obstoj globokega bazena, ampak da je sedimetacija šla v korak s tonjenjem bazenskega dna. Sedimentatacija se je torej dogajala v plitvomorskem okolju.

Da rezimiramo: vpliv morja se povečuje iz jugozahoda proti severovzhodu. V karpatiju debelozrnati facies prevladuje le vzdolž ozkega pasu v obrobni coni; v notranjem delu sedimentacijskega bazena prevladujejo pelitski sedimenti. Sedimentacija erodiranega materiala iz robnega pobočja je sledila hitremu pogrezanju; tako da je sedimentacija potekala ves čas v plitvomorskem okolju. Facielne lastnosti so bile določene z ločitvijo subbazenov od morja, zmanjševanjem slanosti zaradi dotoka rečne sladke vode v nastale depresije in hitrostjo pogrezanja ter zapolnjevanja.

Zaradi istih litoloških lastnosti, je karpatijske sedimente zelo težko razločevati od badenijskih. V karpatijskih kamninah prevladuje brakična fauna, ki postopno prehaja v badenijsko in se še ne razlikuje. Pomembna razlika se zgodi šele s pojavom bogate morske faune znotraj badenija; ta horizont hkrati predstavlja mejo sedimentacijskega cikla.

Karpatijske in spodnjebadenijske kamnine na slovenskem delu obravnavanega ozemlja uvrščamo v Haloško formacijo. JELEN IN RIFELJ (2005c, 2006) menita, da sedimenti Haloške formacije predstavljajo zasip prve (core complex) faze riftinga, ki je po navedenih avtorjih potekal od zgornjega ottnangija do karpatija.

V mariborskem subbazenu predstavljajo peščenjaki, konglomerati, muljasta breča in konglomerat ter lumakele ostrig najnižji del Haloške formacije, ki ga uvrščamo v karpatij.Južneje, v Haloško – Ljutomersko – Budafaškem subbasenu v Haloški formaciji prevladuje peščen in meljast lapor, menjavanje peščenega laporja, meljastega laporja in peščenjaka, ki pa ga uvrščamo v obdobjo od karpatija do spodnjega badenija. V Haloško formacijo uvrščamo tudi spodnjebadenijski tuf, kakor tudi konglomerate in konglomerate z litotamnijskimi nodulami zaenkrat nejasne stratigrafske umestitve. Najvišji del Haloške 29

formacije predstavlja menjavanje peščenjaka, peska, peščenega laporja in konglomerata spodnjebadenijske starosti. Haloška formacija torej predstavlja prvi zasip na predkenozojsko podlago, ki je bila močno pogreznjena vzdolž VSV slemenečih Donačkega transtenzijskega prelomnega sistema in ekstenzijskega Rabskega koridorja (JELEN & RIFELJ 2003, 2004, 2005a, b).

JELEN IN RIFELJEVA (2001, 2003) izpostavljata turbiditni značaj sedimentacije v Murskozalskem bazenu od začetka karpatija pa vse do spodnjega pontija, kar utemeljujeta s terenskimi opazovanji. Haloška formacija je razvitaa v najzahodnejšem delu Mariborskega subbazena in verjetno tudi v zahodnem delu Haloško – Ljutomersko – Budafaškega subbazena. V osrednjem delu Mursko-zalskega bazena (na Murskosoboškem bloku) Haloška formacija ni razvita zaradi kasnejše erozije ali pa tam sploh ni bila odložena. Vzhodneje je Haloška formacija razvita tudi v Vzhodnomursko-Őrsegškem subbazenu. Debelina formacije v Mariborskem subbazenu znaša do 1300 m, približno enako debelino formacije pa so prevrtale tudi vrtine na madžarski strani raziskanega ozemlja.

4.6.3. Badenij Tektonski premiki so vodili k regresiji na koncu karpatija, v bazenskih delih pa v spodnjem badeniju. To je povzročilo pojav premogonosnega močvirskega faciesa in klastičnih usedlin, ki se je zaključil z novo kompresijsko fazo, ki je vodila k nadaljnjem krčenju vzdolž glavnih tektonskih linij v smeri SV – JZ. To je povzročilo nastanek antiklinal Lovászi in Budafa–Oltárc.

Temu procesu je sledila izredno intenzivna transgresija na območju Őrség-LovásziBudafa-Oltárca. Celotno območje južne Transdanubije je postalo plitev arhipelag.

Na območju Őrség-Lovászi-Budafa-Oltárc je prehod iz karpatijskih v badenijske sedimentne kamnine. Vzhodno od tod na območju med Rabsko linijo in linijo SalomvárHottó-Nagytilaj, badenijski sedimenti ležijo na erodirani površini mezozojskih kamnin s precejšnim hiatusom. Na območju med linijo Salomvár-Hottó-Nagytilaj in Balatonsko linijo badenijski sedimenti ležijo diskordantno na paleozojskih, mezozojskih in eocenskih fromacijah. Južno od Balatonske linije badenijski sedimenti prekrivajo karpatijske, namanjših območjih pa ležijo na mezozojskih in paleozojskih formacijah ter zgodnjepaleozojskih metamorfitih.

Ker je badenijska transgresija napredovala na obravnavano območje od zahoda in jugozahoda, severovzhodni del območja in višji deli grebenov znotraj bazenov niso bili prizadeti.

V severozahodnem bazenskem območju (Őrség-Lovászi-Budafa-Oltárc) je bila sedimentacija zvezna, temnosiv, rjavkasto-siv lapor serazlikuje od starejših le po vložkih tufa (tufski pasovi) in bogatih badenijskih faunističnih elementov. V badeniju je ta del bazena zadržal hitro pogrezanje ter sedimentacijo, ki je šla vkorak s pogrezanjem. Spet prevladujejo pelitični sedimenti.

Na koncu badenija se ponovno pojavi bariera, ki izolira območje od odprtega morja, zato se v sarmatiju pojavi epikontinentalno morje z zmanjšano slanostjo. Ta regresijski proces je nakazan s povečanjem števila plasti peščenjaka.

Na slovenskem delu projektnega območja sta tektonski dvig in istočasen evstatični padec v plitvih delih subbazenov proizvedla diskordantno sekvenčno mejo, v globljih delih groboklastične vršaje low systems trakta, v najglobljih delih subbazenov pa imamo sedimentacijske razmere »starving basin«, s korelativno konkordantno sekvenčno mejo.

30

Nenadnemu tektonskemu dvigu bazena in evstatičnemu padcu je sledilo nenadno in izredno hitro tonjenje bazena, združeno z zgodnjebadenijskim evstatičnim dvigom (JELEN IN RIFELJ, 2001, 2004, 2005a, b). Zato spodnji badenij transgredira tudi na predterciarno podlago nepogreznjenih (zaostalih) tektonskih blokov. Nad transgresivnimi biostromami algnih apnencev in vršaji so bile ponovno vzpostavljene globokovodne sedimentacijske razmere.

Močan ekstenzijski impulz in močan evstatični dvig sta ustvarila od karpatijskih drugačne paleografske in s tem tudi drugačne sedimentacijske razmere, zato so jarke pričeli zapolnjevati turbiditni tokovi z več muljaste frakcije in hemipelagični mulj.

Ekstenzijska zrušitev je povzročila postriftno tonjenje tektonskih blokov vključno z vrhovi ekstenzijskih blokov. Ekstenzijska zrušitev in približno sočasni povratek kompresije v Alpah (MASSARI ET AL., 1986) pa sta povzročila tudi spremembo k bolj peščenim turbiditom, ki so proksimalno prevladujoči, distalno pa ta sprememba nastopi s progradacijo v zgornjem badeniju, v najglobjih delih subbazenov pa v času falling stage systems trakta.

V času low stage systems trackt-a ob meji badenij/sarmatij v plitvih delih subbazenov sledi diskordantna sekvenčna meja, v globokih delih bazenov pa njena korelativna konkordantna sekvenčna meja v distalnih faciesih turbiditnih pahljač z več peščene frakcije. V času transgresivnega systems trackt-a zgodnjega sarmatija so se v plitvih delih bazenov odložili heterolitični siliciklastični in karbonatni sedimenti, v globokih delih bazenov pa se nadaljuje odlaganje turbiditnih pahljač (JELEN ET AL., 2006).

4.6.4. Sarmatij Na madžarskem delu projektnega območja imajo sarmatijske kamnine prevladujoče regresijski značaj, vendar zaradi diferencialnih premikanj bazenskega dna, lokalno kažejo tudi transgresivne značilnosti. Za sarmatij so značilne brakične formacije.

V severozahodnem delu bazena (Őrség, Lovászi, Budafa) in v sosednjem vzhodnem obrobju (Szilvágy, Barabásszeg, Nagylengyel, Bak, Nova) je prehod iz badenija zvezen in v primerjavi z badenijem kaže regresijske značilnosti. V centralnem delu bazena prevladujejo peščene plasti. V tem času je zaradi predhodnega dviganja (to je gubanja območja Budafa– Lovászi zaradi diferencialnega dviganja, angl. upwarping), najgloblji del bazena lociran na področju krajev Szentgyörgyvölgy, Kerkáskápolna, Őriszentpéter, Kotormány, kjer je nastajal debelozrnat peščenjak, lokalno z majhnimi prodniki. Te značilnosti ne nakazujejo bližino obale, ampak sedimentni transport z obrobja ter gravitacijsko premeščanje sedimenta na pobočjih. Ta material se je akumuliral najglobljih delih. Proti jugu klastični sedimenti postajajo drobnejši, na območju krajev Lovászi in Budafa prevladujejo peliti in melj.

V obrobnih območjih se debelina sarmatijskih sedimentov zmanjša in postane bolj laporasta, ti se značilno izklinjajo ob badenijskih dvignjenih tektonskih blokih (angl. tectonic highs). V bazenu in v obrobnih delih so sarmatijske formacije konkordantno prekrite z ‘mlajšepannonijskimi’ sedimenti. Debeloklastični, biogeni apnenčasti facies sarmatijske starosti najdemo na območjih, ki so bila v badeniju na najvišjih položajih in so bila prizadeta s transgresijo šele na koncu badenija.

Na koncu sarmatija so se povezave z odprtim morjem zožale, slanost morja se je zmanjšala. Povezave z mediteranskim prostorom so bile prekinjene, odlagali so se brakični sedimenti. Debelina sarmatijskih plasti dosega 100 do 200 m v bazenu, medtem ko na dvignjenih predelih njihova debelina ne presega nekaj deset metrov.

Za hidrogeološki model je pomembna razmejitev dna sarmatijskih in badenijskih morskih sedimentov, ki prekrivajo predbadenijske miocenske in oligocenske rečne sedimente, kakor tudi porazdelitev formacij Tinnye in Lajta (sarmatijski in badenijski detritični apnenec), ki sta 31

hidrodinamično pomembni. Ta karta je bila pripravljena le za madžarski del projektnega območja (Sl. 14).

Sl. 14 Konturna karta dna sarmatijskih in badenijskih morskih sedimentov; sivo: sarmatijski detritični apnenec (formacija Tinnye), belo: badenijski detritični in algalni apnenec (formacija Lajta)

V času transgressive system trakta (TST) zgodnjega sarmatija so se v plitvih delih bazenov na slovenskem delu območja odložili heterolitični siliciklastični in karbonatni sedimenti, v globokih delih bazenov pa se nadaljuje odlaganje turbiditnih pahljač prve postriftne faze.

V poznem sarmatiju je bila kolizija ALCAPA litosfernega bloka z Vzhodnoevropsko litosfersko platformo v NW delu Magurskega oceanskega jezika (danes geološko NW zunanji Karpati) v celoti zaključena. To se je na ALCAPA litosferskem bloku, ki mu je pripadal tudi Mursko-zalski bazen, ob prelomih odrazilo kot šibka kinematska inverzija (JELEN IN RIFELJ, 2004, 2005a, b), pri čemer so nastale strukture kot sta na primer strukturi Pečarovci in Dankovci (primerjaj SADNIKAR, 1993, sl. 8; GOSAR, 2005b, sl. 6 Ob koncu sarmatija so bili Mariborski subbazen, zahodni del Radgonsko-vaškega subbazena in zahodni del Haloško-ljutomersko-budafaškega subbazena ter (primerjalno) tudi

32

zahodni del Štajerskega bazena zapolnjeni in je po zgodnjepannonijski transgresiji za sedimente predstavljal prehodno (transferno, by-pass) območje.

V Sloveniji sarmatijske (in prej opisane badenijske) sedimentne kamnine združujemo v Špiljsko formacijo, ki predstavlja zapolnitev wide rift faze in prve postrifnte faze. (JELEN & RIFELJ, 2005d).

4.7. ’Pannonij’ Ko govorimo o ‘Pannonijskih’ sedimentih moramo napraviti razliko med bazenskimi faciesi (to je prevladujoči del območja T-JAM projekta, Mursko-zalski bazen in južni del Male madžarske ravnice) in obrobnimi deli v podnožju gorskih verig.

Podlaga ‘Pannonijskih’ formacij je bila pripravljena za celotni madžarski del projektnega območja, v Sloveniji pa le za vzhodni del (Sl. 15).

Sl. 15 Globina do podlage ‘Pannonijskih’ formacij (globina pod morsko gladino v metrih)

Na madžarskem delu projektnega območja ‘spodnjepannonijske’ formacije transgresivno prekrivajo starejše kamnine. Na večini obravnavanega območja (razen na dvignjenih blokih pokritih s badenijskim litotamnijskim apnencem, ki so bili dvignjeni na samem začetku pannonija, je bila na meji sarmatija in pannonija sedimentacija zvezna. Ta meja se lahko povleče znotraj pelitskih, sedimentov z redkimi fosili. (formaciji Kozárd in Endrőd), tako da meje ne moremo jasno označiti. Horizonti omenjeni kot “podlaga pannonija” v dokumentaciji vrtin so dokazano različne starosti. Za določitev natančne meje bi potrebovali opis makrofavne iz vrtin; taki podatki so redko dostopni, še več ti podatki so v mnogo primerih dostopni le iz območij kjer je ugotovljena prekinitev v sedimentaciji.

33

Tako spodnji ‘pannonij’ v bazenih ponavadi začne z laporji in apnenčastimi laporji, ki pripadajo formaciji Endrőd. Njena značilna debelina je med 100 in 400 m, nad obrobnimi conami in nekaterimi dvignjenimi grebeni (kot je antiklinala Belezna na južnem delu območja) je tanjša. Na obravnavanem območju se na bazi ‘pannonija’ redko pojavlja bazalni konglomerat debeline nekaj metrov, sestavljen iz materiala podlage (Békés konglomerat).

Lapornata serija je prekrita s turbiditi 100–1500 metrov debele formacije Szolnok, ki jo sestavljajo peščena telesa debeline nekaj metrov do nekaj deset metrov obdana s peliti.

Največjo debelino dosega v okolici krajev Csesznek and Resznek, kakor tudi na južnem krilu antiklinale Budafa in v jarku južno od nje (Sl. 16.). Na osnovi pregleda karotažnih diagramov 100 vrtin z resolucijo 1 m, lahko zatrdimo, da je delež peska manjši nad območji dvignjene podlage bazena (Belezna, Budafa, Ortaháza in obrobni del Transdanubijskega niza), kakor v območjih jarkov. Delež peska variira med 25 do 50 odstotkov nad hrbti, medtem ko je celotni delež peska v jarkih med 50 in 70 odstotkov (Sl. 17.). Izjemo predstavlja nizek delež peska v poglobitev Szilvágy, v nasprotju z visokim odstotkom peska na višavju Nagylengyel vzhodno od nje. Peščena telesa formacije Szolnok so rezultat posameznih turbiditnih dogodkov; v dolgem vmesnem obdobju med temi dogodki se je odlagal pelitski sediment. Zveza med posameznimi peščenimi telesi je zato precej omejena.

Za nekatere dele bazena Zala je značilno naslednje: pred odlaganjem glavnine formacije Szolnok, se je pojavil tanka turbiditna sekvenca (s povprečno debelino 50-100 m in izjemo v okolici kraja Lovászi, kjer dosega 200-400 m). V večini raziskanega območja se začasno na tem turbiditu ponovno odlaga formacija Endrőd; vseeno v določenih zelo globokih delih bazena, ‘spodnji turbidit’ prehaja v glavno turbiditno enoto nemoteno. Tako imenovani ‘spodnji turbidit’ se pojavlja na lepo definiranem območju (Sl. 18); na osnovi seizmične korelacije ne more biti vezan na en dogodek; njegova starost se manjša v smeri od severozahoda proti jugovzhodu. Meje med vsemi ostalimi ‘Pannonijskimi’ formacijami globokih bazenov so mlajše in mlajše v isti smeri, vendar je ta pojav povezan z zapolnjevanjem enotnega Panonskega jezera, ki se je pojavilo iz smeri SSZ proti JJV (to je razlog zakaj meje formacij, ki jih lahko narišemo na seizmičnem posnetku, ponavadi sekajo seizmične reflekse, ki so interpretirani kot časovni horizonti). Spodnji in zgornji turbiditni horizont je ločen le na madžarski strani projektnega območja, ker na slovenski strani ustrezni podatki niso dostopni.

34

Sl. 16. Debelina spodnjega dela Lendavske / Szolnok formacije v metrih

Sl. 17. Delež peska v formaciji Szolnok na madžarskem delu projektnega območja v odstotkih (izračunan iz prikazanih vrtin)

35

Na osnovi skupne interpretacije vrtin in seizmičnih profilov sta bili pripravljeni karti dna in vrha formacije Szolnok / spodnji del Lendavske formacije, kot je prikazano na Sl. 19-20.

Sl. 18. Bočno razširjanje ‘spodnjega turbidita’ in globina do njegove podlage (globina pod morsko gladino v metrih)

Do sedaj je bila formacija Algyő, ki je sestavljena v glavnem iz masivnega melja, in ki prekriva turbidit, predpisana ‘spodnjepannonijskem’ zaporedju. Predstavlja sedimente pobočja (slope deposits), ki so postopoma zapolnjevali globoke dele Panonskega jezera. Zato se morfologija nekdanjega pobočja lahko lepo opazi na seizmičnih refleksijskih profilih, ker so prikazane kot tangencialne ‘klinoforme’. Nekaj metrov debela izolirana peščena telesa kanalskih sedimentov, ki sekajo melj, je možno najti le v nekaterih vrtinah, medtem pa so v območju kraja Lovászi v vložkih znotraj pobočnih sedimentov pogoste plasti peska z debelino

36

celo 5–15 m; v spodnjem delu peščena telesa izkazujejo turbiditni značaj, medtem ko so v zgornjem delu podobna peskom čela delte (glej spodaj). Zaradi tega povzroča razmejitev meja formacije Algyő na obravnavanem območju težave.

Sl. 19 Karta prikazuje dno Szolnok /spodnji del Lendavske formacije na obravnavanem območju (globina pod morsko gladino v metrih)

37

Sl. 20. Karta prikazuje vrh Szolnok /spodnji del Lendavske formacije na obravnavanem območju (globina pod morsko gladino v metrih)

Pobočne sedimente pokrivajo plitvovodni sedimenti, ki glede na tradicionalno klasifikacijo pripadajo’zgornjpannonijski’ sekvenci. Ti so sestavljeni iz menjavanja pelitičnih sedimentov debeline nekaj sto metrov s peski s povečevanjem zrnavosti navzgor, katerih debelina variira od nekaj metrov do nekaj deset metrov. Ta peščena telesa so bila odložena na nekdanjem čelu delte in imajo precejšno bočno razširjanje (sledijo se lahko celo nekaj 10 km daleč) Peščena telesa so med seboj povezana, posledično so pomemben rezervoar fluida; tako imenovani horizont termalne vode. Po uradni litostratigrafski klasifikaciji ta horizont odgovarja spodnjem delu formacije Újfalu, čeprav je v tej študiji ‘formacija Újfalu’ uporabljena v v strogem pomenu za poimenovanje seimentov čela delte (to je za ‘horizont termalne vode”). V Sloveniji predstavlja ekvivalent formaciji Újfalu spodnji del Murske formacije.

Ker je ta enota glavni cilj geološkega in geotermalnega modeliranja na T-JAM projektnem območju, sta bili izdelani karti podlage in krovnine sedimentov čela dete za celotni slovenski in madžarski del obravnavanega območja. (Sl. 21–22).

38

ű Sl. 21. Globina podlage sedimentov čela delte (dno Újfalu /spodnji del Murske formacije) na obravnavanem območju (globina pod morsko gladino v metrih)

Zgornji del klasične formacije Újfalu (s.l.) je bil odložen v okolju deltne ravnice — ta del zaporedja je bil v toku reevalvacije podatkov vrtin upoštevan kot formaciji Tihany–Somló (nedeljeno) Razlog temu je vpeljava obrobnega faciesa. Namesto peščenih plasti precejšnega površinskega obsega tu prevladujejo podolgovata, ozka kanalska peščena telesa z zmanjševanjem zrnavosti navzgor, ki so stikajo le lokalno in so obdana z glino in meljem poplavnih ravnic. Poplavna ravnina je bila vplivana s spreminjanjem gladine vode, tako da so vložki peskov s povečevanjem zrnavosti navzgor še vedno prisotni, zato meje med zaporedjem čela delte in deltne ravnice ne moremo natančno določiti. Med potekom reevalvacije vrtin od spodaj navzgor je bila meja med tema dvema formacijam potegnjena na dnu prvega pojava kanalskega peščenega telesa. Vendar pa so se zato pojavile značilne razlike v določitvi vrha deltnega čela tudi v vrtinah, lociranih blizu skupaj. To si lahko razložimo z dejstvom, da je lahko v primeru zaporedja deltne ravnice vrtina izvrtana skozi s peskom zapolnjene distribucijske kanale celo vzdolž daljših presekov, namesto da bi jih presekala, tako da vzorca zmanjševanja zrnavosti navzgor ne moremo opaziti. Upoštevajoč to dejstvo v primeru vrtin s kontradiktornimi podatki vzdolž preseka, se mejo določi na najglobljem ‘vrhu čela delte’ v vsakem primeru.

39

Sl. 22. Vrh sedimentov deltnega čela na obravnavanem območju (globina pod morsko gladino v metrih)

Navzgor se lahko povečuje jezerski vpliv; ko doseže sedimente aluvialne ravnice lahko najdemo izključno kanalska peščena telesa z zmanjševanjem zrnavosti navzgor. Glede na litostratigrafsko opredelitev ti sedimenti pripadajo formaciji Zagyva, vendar pa so z litološkega in hidrogeološkega gledišča zelo podobni sedimentom zgornjega dela formacije Újfalu (deltna ravnina). Formacijo Zagyva lahko na obravnavanem območju identificiramo le občasno v najvišjem, nekaj sto metrov debelem delu ‘pannonijskega’ zaporedja (pretežno nad globokimi deli bazena). Zelo težko jo razločimo tudi od nad njo ležeče formacije Hanság, ki se je ravno tako odlagala na aluvialni ravnici in je sestavljena iz kanalskih peščenih teles z zmanjševanjem zrnavosti navzgor, ki so prekinjena z nekaj metrov ali nekaj deset metrov debelimi glinastimi plastmi poplavne ravnice.

‘Pannonijski’ sedimenti obrobja bazena se značilno razlikujejo od zgoraj omenjenega zaporedja. Globokovodni laporji, turbiditi in pobočni sedimenti (formacije Endrőd, Szolnok in Algyő) tu manjkajo, ker se turbiditni tokovi in napredujoče pobočje na višjih področjih niso pojavljali (značilna slika pobočja na seizmičnih refleksijskih profilih tu manjka). Namesto tega se je tu dogajala kondenzirana sedimentacija, ki se je odrazila v odlaganju formacije Szák, sestavljene iz pelita, prevladujoče melja. Vendar so ‘zgornjepannonijski’ sedimenti tudi tu že prisotni: sedimenti deltnega čela se pojavljajo le lokalno, na območjih, ki so v sosestvu globokih bazenov, medtem ko sedimente deltne ravnice najdemo povsod na območju ‘pannonijske’ sedimentacije. Pojavi sedimentov deltne ravnice na površini so uvrščeni v formaciji Somló in Tihany, ki jih med seboj razločujemo le s težavo. To je razlog uporabe iste klasifikacije za podobne sedimente globokih bazenov. V obrobni coni Transdanubijskega niza ‘pannonijsko’ zaporedje prične z abrazijskim Diás prodom (iz lokalnega materiala iz starejših kamnin) ali s formacijo Kisbér proda, ki je tudi abrazijski, vendar je zgrajen iz peska in dobro zaobljenega proda v velikosti graha. Debelina teh prodov je nekaj metrov. Valovno preoblikovani priobalni sedimenti nekdanjega Panonskega jezera, ki pripadajo peščenoprodnati (lokalno debelozrnat prod) formaciji Kálla proda, se pojavljajo vzdolž obrobja

40

Transdanubijskega niza. Najdemo jih v manjših in večjih krpah z največjo debelino nekaj deset metrov.

Med ‘zgornjepannonijskimi’ formacijami je potrebno omeniti tudi formacijo Torony, ki odgovarja lignitonosnem zaporedju ini se pojavlja na določenih delih v okolju deltne ravnice (v vznožju hribovja Kőszeg, v okolici krajev Torony, Szombathely in Felsőcsatár). Kljub prisotnosti lignitnega horizonta, so druge značilnosti sedimentov podobne sedimentom deltne ravnice (formacije Somló–Tihany), in je razločevanje od njih subjektivna, saj se vložki lignita lahko pojavijo povsod v sedimentih deltne ravnice.

Na slovenskem delu obravnavanega območja predstavlja ‘pannonijsko’ zaporedje sedimentov iste enote, kakor na madžarski strani. Začetek pannonija na Murskosoboškem bloku označuje naleganje spodnjepannonijskih karbonatnih muljevcev na predterciarno podlago (primerjaj Djurasek, 1988, sl. 6, 12, 13), v plitvejših delih subbazenov pa so z on lap diskordanco v stiku s sarmatijskimi plastmi (primerjaj Sadnikar, 1993, sl. 8). Transgresijski lapor lahko primerjamo s formacijo Endrőd na madžarski strani, v Sloveniji pa je ta stratigrafski člen del zgornjega dela Špiljske formacije (badenijsko do pannonijske starosti).

Prve sedimente pannonijske transgresije ponekod predstavljajo do nekaj metrov debeli bazalni konglomerati, ki predstavljajo močan indikator začetka pannonijske transgresije.

Pannonijska transgresija je povzročila postopno zapolnjevanje bazena z materialom iz okoliškega kopna. Najprej so se odložili turbiditi z veliko peščene frakcije, največje debeline pa dosežejo v globljih delih Haloško – Ljutomersko – Budafaškega subbazena. Ti turbiditi predstavljajo spodnji del Lendavske formacije, ki jo enačimo s formacijo Szolnok na Madžarskem, medtem ko je zgornji, pretežno muljasti del Lendavske formacije, ki predstavla sedimente odložene na pobočju pred napredujočo delto (t.i. slope deposits), primerljiv s formacijo Algyő.

Klinoforme zgornjega dela Lendavske formacije so jasno vidne tudi na seizmičnih profilih. Glede na to, da ta sedimentna telesa slemenijo v smeri sever – jug, sklepamo, da je na slovenskem delu sedimentacija potekala s smeri zahoda, morda severozahoda, medtem ko je zapolnjevanje na Madžarskem potekalo v glavnem s severa (UHRIN et al. 2009).

Lendavska formacija se na severozahodnem delu Mursko-zalskega bazena izklini. Ker bazen pred napredujočo delto ni bil dovolj globok, Lendavska formacija ni popolnoma razvita (manjka zgornji del Lendavske formacije). Lendavska formacija je v popolnosti razvita šele tam, kjer je napredujoča delta preide v dovolj globok bazen. Vzdolž slovensko-hrvaške meje izdanjo sediment Lendavske formacije v precejšni debelini. Izdanke Lendavske formacija v Panonskem bazenu so redki.

Donedavno je Murska formacija obsegala tudi pliocenske in celo kvartarne aluvialne sediment, JELEN in sodelavci (2006) pa so zgornjo mejo Murske formacije pomaknili nižje, tako da jo primerjamo z formacijo Újfalu (v širšem smislu). Mursko formacijo delimo na zgornji in spodnji del, pri čemer spodnji del predstavlja peščene sediment čela delte (delta front), zgornji del pa predstavlja sediment deltne ravnice (delta plain). Sedimente čela delte predstavljajo bolj ali manj tabularna peščena telesa z značilnim povečevanjem zrnavosti navzgor, ki tvorijo glavne termalne vodonosnike na obravnavanem območju. Sedimente čela delte smo določali s karotažnih diagramov (upornost, naravna gamma aktivnost in lastni potencial), na katerih je vzorec povečevanja zrnavosti navzgor jasno razviden. Sedimente deltne ravnice predstavljajo v glavnem drobnozrnati sediment s peskom zapolnjenimi distribucijskimi kanali, povečano količino premoga in posameznimi prodnimi telesi.

Kot smo že omenili, odsotnost zgornjega dela Lendavske formacije pod sedimenti delte označuje prehod od šelfnega ali celo obrežnega k bazenskemu okolja. Na zrnavost sedimentov Murske formacije je močno vplivala tudi bližina orogena na zahodu do severozahodu 41

Mursko-zalskega bazena, saj je v zahodnem delu Haloško–Ljutomersko–Budafaškega subbazena v zgornjem delu Murske formacije tudi do 60 % debelozrnatih sedimentov, ta delež na madžarski strani pade pod 50 % . Na zahodnem delu Vzhodnomursko-Őrséškega subbazena sediment deltne ravnice vsebujejo do 25 % proda, katerega delež proti vzhodu postopoma pojema. Na Madžarskem delu obravnavanega območja prodnih sedimentov v ekvivalentu Murske formacije skorajda ni. Debelozrnat sedimenti deltne ravnice in nad njo ležeči aluvialnimi sedimenti Ptujsko-grajske formacije so si zelo podobni, zato je zaradi majhne gostote podatkov meja med formacijama pogosto arbitrarna.

Pliocenske in verjetno deloma zgornjepannonijske aluvialne sedimente Mursko-zalskega bazena uvrščamo v Ptujsko-grajsko formacijo. Na severozahodnem delu bazena je ta zastopana z menjavanjem prodnatega peska, meljastega peska, peščenega in glinastega proda,, prodnatega in glinastega melja, glinastega melja in meljne gline (JELEN & RIFELJ, 2010).

Ptujsko-grajsko formacijo v Prekmurju predstavlja menajavanje peska, prodnatega peska peščene in meljaste gline, glinastega in peščenega proda, bazaltni tuf, tufit in bazalt.

4.8. Kvartar Podlago kvartarnim formacijam na madžarskem delu projektnega območja predstavljajo ‘zgornjepannonijske’ formacije Tihany (pojavlja se približno v dolini reke Rábe in severovzhodno od nje), Zagyva (na prevladujočem delu obravnavanega območja) in Hanság (v bazenu severno od Lentija) (Sl. 23).

Za kvartarno sedimentacijo je značilna prevladujoča aktivnost rek v smeri od zahoda in od severa, ki je dokazana s približno 50 metrov debelim zaporedjem peska in proda na zahodnem obrobju področja. Grebeni med dolinami so prekriti s spremenjeno puhlico, ki jo lahko opazujemo nad starimi prodovi. V najbolj zgornjem delu so v povezavi s sedanjo reko Zalo in potoki Alpokalja (podnožja Alp) razviti tanki sedimenti teras in aluvialnih vršajev. Sedanji dolini Mure in Drave sta obdani s široko zgornjepleistocensko teraso. Debelina pleistocensko–holocenskih rečnih sedimentov lahko v širokih dolinah doseže 70 m. Plasti se hitro izklinjajo in povsod diskordantno prekivajo ‘pannonij’.

42

Sl. 23. Karta podlage kvartarja na Madžarskem

Na začetku kvartarja je povečan obseg poledenitve v Alpah in umik vegetacije povzročil povečan vnos terigenega materiala v bazen z rekami z velikim pretokom in velikih padcem. V zahodnem delu Transdanubije poznamo več zelo razširjenih in precej debelih prodnih horizontov; na osnovi sestave sedimenta, velikosti zrn, zaobljenosti in morfološkega položaja sklepamo, de prevladujoč del materiala izhaja iz tovora nekaterih rek (STRAUSZ 1949).

Debelozrnati kvartarni sedimenti so bili prenašani in odloženi s predhodniki Rábe, Zale, Mure in Drave.

Erozija in ponovno odlaganje prej sedimentiranega materiala je bilo v kvartarju precej intenzivno. Ti procesi so se dogajali ponavljajoče in se dogajajo celo v sedanjosti.

Geomorfološki procesi so se manifestirali v tvorbi visokih, ozkih grebenov in strmih pobočij, ki se odraža v značilni odsotnosti najmlajše puhlice, njihovem zelo tankem pojavljanju na velikih področjih, njihovem spreminjanju in akumulaciji v podnožju pobočij.

Dvig območja se je pričel v zgornjem miocenu. Za dvignjena območja sta značilni dve vrsti procesov: v vlažnih obdobjih se je površje oblikovalo z občasnimi ali stalnimi vodnimi tokovi, ki se izkazujejo z vrezovanjem dolin ter odlaganjem tovorjenega materiala. V suhih obdobjih je imela pomebno vlogo vetrna erozija. Ta je mogoče prispevala k razvoju dolin v smeri S-J v Zalski regiji. Te doline se obravnava kot vetrne kanale, medtem ko so grebeni med njimi obravnavani kot yardangi (FODOR et al. 2005, CSILLAG et al. 2010). Možno je, da je razvoj Blatnega jezera in njegovih predhodnikov sprožen z vetrom, ki se je spuščal z dvignjenega območja Transdanubijskega niza (CSILLAG et al. 2010).

43

4.9 Opis regionalnih geoloških prerezov 4.9.1. Geološki prerez P1 (Priloga I) MARIBOR, (Apače, Cankova, Bajánsenye, Zalalövő, Zalaszentlászló) SZIGLIGET Geološki prerez P1 poteka približno v smeri JZ - SV. Od jugozahoda prečka subbazene Mursko - Zalskega bazena, izdanke metamorfne podlage gričevja Keszthely, tektonski jarek Tapolca in vulkanite Balatonskega hribovja. Morfologija predneogenske podlage oziroma subbazeni in relativno dvignjeni tektonski bloki so v glavnem nastali že v sinriftni fazi Panonskega bazena med karpatijem in sarmatijem, ki ustreza tektonski fazi D4, medtem ko predkarpatijske strukture pripisujemo fazama D1 in D2.

Začenjši pri Mariboru, prerez P1 prečka Mariborski subbazen in se nadaljuje preko subbazena Radgona - Vas proti VSV. V strukturnem pogledu poteka prerez preko Radgonskega poljarka le nekoliko južneje od Južnogradiščanskega praga. Predkenozojska podlaga kaže stopničast relief, ki se v prerezu navidezno spušča proti VSV, vendar gre za normalne prelome s slementvijo JZ - SV, ki predstavljajo JV rob Južnogradiščanskega praga oz. SZ rob Radgonsko - Vaškega subbazena.

V predmiocenski podlagi je nekaj tektonskih krp mezozojskih kamnin, Paleozoik Štalenskogorske in Kobanske formacije ter milonitiziranih kamnin formacije Golica-PohorjeWölz. Tektonske krpe so vselej omejene s subhorizontalnimi ločilnimi prelomi in so ostanki pokrovov Avstroalpina, ki so nastali v tektonski fazi D1 in so bili med ekstenzijsko fazo D2 v senonu in morda tudi med zgodnjo predkarpatijsko ekstenzijo (D4) tektonsko stanjšani.

Glede na strukturno karto kenozojske podlage (JELEN, 2010), so na severni strani murskosoboškega bloka v reverzne prelome reaktivirani normalni prelomi. Ti prelomi lahko predstavljajo zmične prelome, ki se pridružujejo (ali odcepljajo od) glavne ločilne ploskve, medtem ko JELEN (2010) meni, da bi lahko pripadali "strukturam Dankovci in Pečarovci", ki potekajo pravokotno na normalne prelome ob katerih je nastal Južnogradiščanski prag.

Vzdolž prereza P1 je Kenozojsko podlago doseglo le nekaj globokih vrtin. Podlago Neogenskih kamnin na zahodnem delu prereza predstavlja metamorfozirano zaporedje spodnje in zgornje enote Avstroalpina. Kompleks kamnin enote Golica-Pohorje-Wolz vsebuje blestnike in gnajse z lečami amfibolitov, ki so združeni v Pohorsko formacijo. Del te formacije so tudi manj redkeje zastopana litološka telesa, med katere sodijo leče marmorja in kvarcita. Miloniti in filoniti so prikazani kot narivi, čeprav dejansko predstavljajo le tektonizirani (dinamometamorfozirani) del Kobanske in Štalenskogorske formacije, ki je narinjena na Pohorsko. Miloniti in filoniti predstavljajo položno duktilno tektonsko cono, vendar je prava ločilna ploskev na njihovi zgornji meji, torej med filiti in kamninami Kobanske in/ali Štalenskogorske formacije (kot na primer v okolici vrtine Šom-1/88).

Najintenzivnejša milonitizacija je najverjetneje potekala med narivanjem v kredni tektonski fazi D1. V vzhodnem delu prereza P1 so v kenozojski podlagi prisotne manjše tektonske leče triasnih karbonatnih kamnin, ki so najverjetneje ujete v široko Radgonsko - Vaško zmično prelomno cono. Tektonska leča zgornjetriasnih kamnin in kamnin gossauske krede med vrtinama Dan-1 in Šal- 1, bi utegnila predstavljati zahodni ostanek enakih kamnin, ki jih poznamo v predkenozojski podlagi vzhodneje (na madžarski strani). Te kamnine so verjetno odrezane z normalnimi proti VSV vpadajočimi prelomi, ki so v tektonski fazi D4 izoblikovali stopničasto pogreznjeno morfologijo kenozojske podlage Panonskega Bazena.

Na predkenozojsko podlago so na zahodnem delu prereza odložene karpatijskospodnjebadenijske sedimentne kamnine Haloške formacije, na njih pa ležijo kamnine Špiljske formacije badenijsko - sp. panonijske starosti. Opisano zaporedje je potrjeno s podatki vrtine

44

Šom – 1/88 2358 m od trase prereza. Meja med formacijama na površini je določena na podlagi reinterpretirane geološke karte (JELEN & RIFELJ 2011).

Glede na podatke vrtine A-3/00 je Murska formacija prekrita z aluvialnimi sedimenti mure, ki so debeli do 40 m. Meja med Mursko in Špiljsko formacijo je prekrita s Pliocenskokvartarnimi sedimenti Ptujsko-grajske formacije. Na podlagi pogostih premoških plasti in karotaže ugotavljamo, da je na tem delu prereza odložen le zgornji del Murske formacije, ki je nastajal na deltni ravnici (delta plain), medtem ko spodnji del formacije (delta front) tod ni razvit. Pojavi se nekoliko vzhodneje (v vrtini Kor-1gα) in dalje proti doseže debelino do 300 m. Zgornji del murske formacije Zahodno od stika s prerezom P8 se pod Mursko formacijo pojavi Lendavska formacija. Meje med Mursko in Ptujsko-Grajsko formacijo v vrtinah nismo prepoznali. Vzhodno od vrtine A-3/00 leži pod Mursko formacijo Lendavska formacija. Ta se v Radgonsko - Vaškem subbazenu bistveno odebeli. Omenjeni subbazen je namreč za turbiditne sedimente Lendavske formacije, ki so prihajali s severozahoda, predstavljal (paleo)topografsko "past". debelina Lendavske formacije se namreč naglo zmanjša nad relativno dvignjenim murskosoboškim blokom, vzhodneje, v Vzhodnomursko-Őrseškem subbazenu pa se zopet znatno odebeli. Tudi sedimenti Murske formacije se močno odebelijo proti vzhodu, vendar v glavnem na račun sedimentov deltne ravnice, medtem ko se debelina spodnjega dela formacije (delta front) vzdolž vzhodnega dela prereza ne spreminja bistveno.

Drugače je v primeru Haloške formacije. Ta je dokazana le v zahodnem delu prereza, medtem ko je v Radgonsko - Vaškem subbazenu ni (osrednji del prereza na slovenskem ozemlju).

Haloška formacija se v prerezu zopet pojavi v Vzhodnomursko-Őrseškem subbazenu, kjer se proti vzhodu naglo močno odebeli.

Vzhodno od murskosoboškega bloka si od Vzhodnomursko-Őrseškega subbazena proti vzhodu sledi več globokih tektonskih poljarkov (basubbazenov) vse do relativno dvignjenega tektonskega bloka Nádasd (Nádasd high). Nastanek omenjenih tektonskih poljarkov je povezan z glavnim ločilnim (normalnim) Bajánskim prelomom, ki je viden v seizmičnih prerezih in podprt z milonitiziranimi kamninami enote Golica-Pohorje-Wölz (neformalna Bajánska formacija” na Madžarskem, ki je prikazana na karti predkenozojske podlage) v vrtini Baján-M-I. Deformacije ob Bajánskem prelomu so nastale v več tektonskih fazah, najbrž v senonu in miocenu (LELKES-FELVÁRI et al. 2002, FODOR et al. 2003). Vzdolž Bajánskega ločilnega preloma je potekala ekshumacija nižjih (globljih) pokrovnih enot Avstroalpina. Bajánskim prelomom pa je lahko reaktiviral ali prerezal tudi starejše (v tektonski fazi D1 nastale) pokrovne enote oziroma narive med spodnjim delom pokrovov Avstroalpina in enoto Transdanubijskega niza.

Omenjeni poljarki so zapolnjeni s sedimenti karpatijsko (ottnangijsko?) spodnjebadenijske starosti. Na vzhodnem delu prereza ti sedimenti predstavljajo združeni Ligeterdő in Budafa formaciji, ki ustrezajo Haloški formaciji na zahodnem delu prereza.

Sedimenti badenijsko - sarmatijske do spodnjepanonijske starosti (formacij Szilágy, Kozár in Endrőd) na vzhodnem delu prereza, ki ustrezajo Špiljski formaciji v Sloveniji, (razen izjemoma) niso prelomljene, njihova debelina pa se nad starejšimi poljarki ne spreminja. To dejstvo kaže, da se je razpiranje, ki ustreza tektonski fazi D4 v Mursko - Zalskem bazenu končalo pred zgornjim badenijem. Tudi panonijski sedimenti v vzhodnem delu prereza ne kažejo bistvenih sprememb v debelini, kar kaže, da gre zgolj za postopno zapolnjevanje tega dela Panonskega bazena.

Nasprotno pa je jasna sprememba v debelini sedimentov vseh miocenskih formacij SV od tektonskega bloka Nádasd (vzhodno od vrtine Z). Kljub posameznim normalnim prelomom vzhodno od bloka Nádasd, in in sinkarpatijsko - zgodnjebadenijskem klinu, ostaja debelina miocenskih formacij skromna, vse formacije starejše od Szolnoške pa se vzhodno od vrtin A2

45

in A-4 izklinjajo ali pa bistveno stanjšajo. Poleg tega formacije zgornjebadenijske do sarmatijske starosti spremenijo litološki značaj; pretežno laporaste sedimente nadomeščajo vse bolj apnenčevi. Izklinjanje Szolnoške formacije proti SV kaže, da Transdanubijski jarek relativno dvignjen skozi ves miocen.

Miocenski prelomi se v okolici vrtine Andráshid združijo in reaktivirajo starejšo ločilno ploskev, ki je domnevno nastala kot nariv v kredi v tektonski fazi D1. Severovzhodneje je glavna narivna ploskev ob kateri so v tektonskih luskah superponirana zaporedja triasnih kamnin. Gre za vodilni nariv tektonske faze D1, ki mu lahko sledimo po vsem obravnavanem območju od SZ pa vse do Balatonske cone na jugu. Zdi se da je bil nariv reaktiviran v miocenu, saj je v senonskih in miocenskih plasteh vidna fleksura na ostalem delu prereza pa so v mezozojskih plasteh tudi sinklinale in narivi, vse pa uvrščamo v tektonsko fazo D1.

Na vzhodnem delu prereza nad Tapolškim grabnom sta ugotovljena dva obsežna nariva:Veszprémški in Litérski nariv. Vzdolž prvega so mlajše kamnine narinjene na starejše, medtem ko so ob Literskem narivu Permske kamnine narinjene na srednjetriasne. Tapolški graben je del sarmatijsko-panonijskih struktur. Robni prelomi so glede na razporeditev faciesov nastali v "panoniju"(CSILLAG et al. 2010), graben (bazen) pa je bil zapolnjen s sedimenti iz delte Gilbertovega tipa (SZTANÓ et al. 2010). Pliocenski bazaltni vulkanizem predstavljajo močno erodirane vulkanske forme, kot so maarji in vulkanski čepi (NÉMETH & MARTIN 1999).

4.9.2. Geološki prerez P2 (Priloga I) MARIBOR, (Murska Sobota, Csesztreg, Gelénháza, Zalacsány), HÉVÍZ Geološki prerez P2 poteka približno vzporedno s prerezom P1. Tudi prerez P1 se na zahodu začne pri Mariboru, nato pa vzhodno od Mure poteka proti VSV približno 10 km južno od prereza P1. Konstrukcija zahodnega dela prereza je povzeta po geološkem prerezu JELENA IN SODELAVCEV (2006). Prerez P2 poteka od Maribora preko murskosoboškega tektonskega bloka. Vzhodneje, pri Radencih se trasa prereza ujema s traso osi murskosoboške antiforme in poteka po njeni trasi vse do Slovensko-Madžarske meje. V predkenozojski podlagi prereza je na skrajnem vzhodnem delu prereza nekaj sto metrov globok Mariborski subbazen z asimentričnimi robovi, ki kažejo na sintetične normalne prelome vzdolž zahodnega roba subbazena. Glede na JELENOVO (2010) strukturno karto predkenozojske podlage gre za prelome, ki slemenijo v smeri S - J do SZ - JV. Litološka interpretacija predkenozojske podlage zahodnega (Slovenskega) dela prereza sloni na osmih vrtinah vzdolž trase le-tega, ki so jo dosegle. Večji del podlage pripada visoko in srednjemetamorfnim kamninam Pohorske formacije, ki pripada tektonski enoti spodnjega Avstroalpina. Miloniti do filoniti in filiti zgornjega dela Avstroalpina nastopajo le kot tektonske krpe na murskosoboškem (ekstenzijskem sensu JELEN, 2010) tektonskem bloku in na relativno strmih pobočjih vzdolž normalnih prelomov, ki vpadajo proti vzhodu. Menimo, da so v morfologiji podlage izražene subhorizontalne prelomne ploskve posledica pokrovne tektonike, ki je murskosoboški blok nekoliko premaknila proti VSV. Glede na karpatijsko-spodnjebadenijske sedimente ki ga zapolnjujejo, je starost Mariborskega subbazena predbadenijska. Na vzhodnem delu Mariborskega subbazena je haloška formacija prekrita s sedimenti Špiljske formacije. Izdanjanje meje medd omenjenima formacijama je povzeto po reinterpretirani površinski geološki karti. glede na podatke vrtine Be-2/04 se Haloška formacija proi vzhodu izklinja, medtem ko debelina Špiljske formacije proti vzhodu narašča. Obstoječi podatki ne dopuščajo natančnejše interpretacije proti vzhodu, vendar pa je jasno, da je zaradi pogrezanja vzdolž S - J slemenečih prelomov v panoniju na 46

vzhodu nastajal nov akomodacijski prostor, kjer je potekala sedimentacija Murske in Lendavske formacije. Vzhodni del prereza kaže rahlo proti vzhodu nagnjene plasti Lendavske in Murske formacije. Debelina obeh formacij postopoma narašča proti vzhodu, vendar pa debelina spodnjega (turbiditnega) dela Lendavske formacije ne naraste vse dokler formacija ne doseže Vzhodnomursko-Őrséškega bazena. Debelina spodnjega dela Lendavske formacije prav tako počasi narašča od približno 100 m v Mariborskem subbazenu do približno 250 m v Vzhodnomursko-Őrséškem bazenu. Tudi sedimenti spodnjega dela Murske formacije, ki kaže enak trend kakor Lendavska, so prisotni le vzhodno od presečišča s prerezom P8, proti vzhodu pa njihova debelina naraste do 400 m. Tudi debelina zgornjega dela Murske formacije narašča proti vzhodu, vendar pa meja z višje ležečo Ptujsko-Grajsko formacijo zaenkrat še ni jasna.

Proti vzhodu prečka prerez P2 Reszneški subbazen, verjetno najgloblji del Mursko Zalskega bazena. Tako kot v prerezu P1 je videti, da je Reszneški polgraben nastal ob zelo položnem ločilnem Bajanskem prelomu. Edina sinriftna struktura (nastala v tektonski fazi D4) v prerezu P2 na vzhodnem (madžarskem) delu prereza je Nagytilajski prelom pri mestu Nagylengyel (TARI 1994), ki seka vse srednjemiocenske in bazalne zgornjemiocenske formacije. Proti gričevju Keszthely, v vzhodnem delu prereza so le še posamezni miocenski normalni prelomi, ob katerih je odebelitev "Panonijskih" formacij komaj zaznavna.

Predneogenska podlaga je na zahodnem delu nagubana, v jedru dveh sinklinal pa so jurske sedimentne kamnine. Poleg gub so v podlagi zahodnega dela prereza P1 prisotni še narivi.

4.9.3. Geološki prerez P3 (Priloga II) SLOVENSKA BISTRICA (Ptuj, Ljutomer, Rédics), ORTAHÁZA Tudi prerez P3 se na zahodu pričenja pri Mariboru in proti vzhodu-severovzhodu poteka približno vzporedno s prerezoma P1 in P2, sicer pa poteka 10 do 20 km južneje od prereza P2.

Prerez P3 na zahodu prečka Mariborski subbazen in se proti vzhodu nadaljuje vzdolž jedra Ptujsko – Ljutomersko – Budafaškega tektonskega poljarka oziroma istoimenskega subbazena. Slednji je upognjen v Ptujsko sinformo, katere os približno sovpada s traso prereza in je vidna v prečnih prerezih (P7 – P9). Morfologija podlage bazena se proti vzhodu postopoma spušča z izjemo osrednjega dela, kjer je nekoliko dvignjena. Na tem mestu se namreč trasa prereza približa pobočju severnega roba tektonskega poljarka, tako da anomalije v reliefu podlage ne odražajo pomembnih strukturnih elementov v smeri prečno na prerez.

Konstrukcija zahodnega dela prereza sloni na štirih globokih vrtinah in podatkih iz številnih poročil naftnogeoloških raziskav v Sloveniji. Zahodni del prereza P3 kaže razmeroma enostavno zgradbo, kjer anomalije v podlagi bazena, ki se neposredno odražajo v poteku litostratigrafskih meja, kažejo na postpontijske deformacije. Izmed vrtin na podlagi katerih smo konstruirali vzhodni in osrednji del prereza, je le vrtina Ljut-1/88 dosegla predkenozojsko podlago, tako da je geološka zgradba le-te interpretirana v glavnem na podlagi drugih podatkov v okolici (vrtin, karte rpedkenozojske podlage in ostalih prerezov).

Vrtina Ljut-1/88 je pod neogenskimi plastmi prevrtala tanko plast zgornjetriasnega dolomita in milonitiziranega gnajsa pod njim. Glede na dejstvo, da dolomit leži neposredno na metamorfni podlagi in hidrogeološke podatke iz vrtine sklepamo, da gre za tektonsko krpo Južnokaravanške cone, ki je narinjena na strukturno enoto ALCAPA. Drugih neposrednih podatkov, ki bi kazali na prisotnost paleozojskih in mezozojskih (v glavnem klastičnih) sedimentnih kamnin Transdanubijskega niza, ni. Vendar pa vemo, da v pasu, ki poteka približno vzdolž prereza P3, omenjene Pz in Mz kamnine prekrivajo tektonsko metamorfozirane kamnine Pohorske formacije. Ta pas imenujemo Ljutomerski prehodni pas, in menimo, da je od kamnin Pohorske formacije (sp. Avstroalpin) na severu ločen z reverznim 47

prelomom, sicer pa je v notranjem delu razrezan še s strmejšimi zmičnimi prelomi ljutomerske prelomne cone, ki poteka približno vzporedno s prerezom. Prelomi so približno povzeti po strukturnem modelu, ki ga je predlagal JELEN (2010).

Pomembnejši prelomi so interpretirani kot kredni reverzni prelomi tektonske faze D1, ki so bili domnevno med zgornjim oligocenom in v tektonski fazi D3 reaktivirani kot zmični, v zadnji kompresijski fazi (D7) pa zopet kot reverzni prelomi.

Glede na to, da so sedimenti Haloške formacije odloženi v Mariborskem bazenu (glej prereza P1 in P2), sklepamo, da bi utegnili segati tudi na območje, ki ga prikazuje zahodni del prereza P3. Podatki iz vrtine Ljut-1/88 kažejo, da v osrednjem delu profila P3 sedimenti Haloške formacije morda niso razviti, medtem ko je po podatkih z madžarske strani jasno, da je so predbadenijski sedimenti (ki ustrezajo Haloški formaciji) dokazani v vzhodnem delu območja, ki ga prikazuje profil. Tudi v tem profilu je tektonski poljarek v vzhodnem delu prereza s položnim karpatijsko-badenijskim ločilnim prelomom ločen od muskosoboškega bloka.

Izklinjanje Lendavske formacije v zahodnem delu prereza je dokazano s podatki vrtin Ha2/59, Ha-1/59 and Ljut-1/88. V "pobočju" zahodnega dela prereza spodnji (turbiditni) del Lendavske formacije ni razvit, proti zahodu v Haloško – Ljutomersko – Budafaškem subbazenu pa se pojavi in postopoma odebeli, tako da doseže debelino 450 m. Dalje proti vzhodu je debelina turbiditov bolj ali manj konstantna do območja Bajanskega preloma, nad katerim se v najvzhodnejšem delu Haloško – Ljutomersko – Budafaškega subbazena zopet odebeli do 1000 m. Tudi drobnozrnati sedimenti zgornjega dela Lendavske formacije na skrajnem zahodnem delu prereza P3 v Mariborskem subbazenu niso razviti, vzhodneje pa se pojavijo že na pregibu v Haloško – Ljutomersko – Budafaški subbazen, kjer se postopoma odebelijo. Debelina zgornjega dela Lendavske formacije je razmeroma konstantna in znaša 100 do 300 m.

Murska formacija je enakomerno razvita v celotnem prerezu, ki poteka preko Haloško – Ljutomersko – Budafaškga subbazena. Sedimenti spodnjega (bolj peščenega) dela formacije (delta front) so debeli od 100 do 250 m, medtem ko dosežejo sedimenti zgornjega dela formacije (delta plain) od 200 do več kot 800 m. Meja med Mursko in Ptujsko – Grajsko formacijo je v prerezu P3 razmeroma jasna in opisuje navidezno sinformo, ki pa je le navidezna in je posledica ostrega kota med traso prereza in robom Haloško – Ljutomersko – Budafaškega subbazena. Ptujsko – Grajska formacija je najdebelejša v osrednjem delu prereza, kjer doseže debelino 850 m.

4.9.4. Geološki prerez P4 (Priloga II) FELSŐCSATÁR (Szombathely, Vasvár) CSALACSÁNY Prerez P4 se na pričenja na območju izdankov strukturne enote Peninika. Proti vzhodu prečka Rechniško ločilno ploskev (prelom Rohonc) ob katerem sta v stiku enota Peninika in pokrovi Avstroalpina (Graški paleozoik). Ločilno ploskev je predrla vrtina Szombathely-II. Rohonški (Rechniški) normalni prelom predstavlja tudi severozahodni rob globokega Jaškega jarka (Ják graben). Omenjeni tektonski jarek je zapolnjen s karpatijsko-spodnjebadenijskimi sedimenti, ki v prerezu tvorijo tipično obliko sintektonskega sedimentnega klina. Proti vzhodu se predkenozojska podlaga postopoma dviga Greben je na vzhodu omejen s subvertikalnim zmičnim prelomom, ki predstavlja nadaljevanje Viszáškega preloma (Viszák fault). Vzhodno od slednjega se miocenske formacije ob sistemu normalnih antitetičnih prelomov proti vzhodu ob robu Transdanubijskega niza tanjšajo in nekatere tudi izklinijo. Izklinjanje je zelo jasno v primeru Szolnoške formacije, ki predstavlja ekvivalent bazenskim turbiditom

48

spodnjega dela Lendavske formacije. Omeniti velja še dejstvo, da je sedimentacija turbiditov potekala pravokotno na smer prereza (UHRIN et al. 2009).

Predmiocenska podlaga je nagubana in deformirana z narivi, deformacije pa uvrščamo v kredo v tektonsko fazo D1. V jedru Nagytilajske sinklinale so jurske in spodnjekredne, medtem ko so v jedru sinklinale Zalalövő zgornjetriasne kamnine. Narive lahko koreliramo s tistimi v prerezih P1 in P2. Eden izmed narivov je bil reaktiviran v srednjem miocenu v bližini vrtine Vö-2, kar interpretiramo kot akomodacijsko strukturo, ki je kompenzirala premik ob sarmatijskem zmičnem prelomu.

4.9.5. Geološki prerez P5 (Priloga III)) NEMESRÁDÓC, (Zalaszetmihály, Hahót, Nagykanizsa) SZENTA Prerez P5 predstavlja nadaljevanje prereza P4, poteka pa vse do najjužnejšega dela obravnavanega območja. Na severnem delu prečka jarek Bak-Nova, ki je zapolnjen z Eocenskimi sedimentnimi in magmatskimi kamninami. Kot je razvidno iz prereza in priložene geološke karte gre za sinklinalo, ki je na jugu omejena z reverznim prelomom, ki je del Balatonske cone. Slednja je v prerezu razpoznavna kot široka zmična cona. Posamezni prelomi (veje Balatonske (tektonske) cone) omejujejo Paleozojske kamnine Magmatsko– metamorfne cone (Transdanubijskega niza), oligocenska tonalitna telesa, in permomezozojske kamnine Južnokaravanške cone. To transpresijsko strukturo (flower structure) uvrščamo v zgornjeoligocensko do spodnjemiocensko tektonsko fazo D3, ki je bila reaktivirana v zgornjem miocenu. Debelina "panonijskih" formacij v antiformi nad to transpresijsko strukturo namreč ni enaka v obeh krilih antiforme (UHRIN et al. 2009). Opisana struktura je bila ponovno reaktivirana v neotektonski inverzijski fazi D7.

Zaradi neposredne bližine različnih permo-mezozojskih formacij znotraj transpresijske strukture lahko domnevamo tudi znake prve tektonske faze D1. Opisana struktura bi utegnila bi predstavljati podaljšek Litérskega in/ali Veszprémskega nariva.

Gube najmlajše tektonske faze (D7) prevladujejo v južnem delu prereza P5, glede na spremembe v debelini formacij pa je jasno, da se je gubanje začelo že v panoniju in se nadaljuje vse do danes (FODOR et al. 2005). Enormna odebelitev predpanonijskih miocenskih sedimentov v jedrih gub kaže na to, da so le-te dejansko reaktivirani sinriftni tektonski jarki, kot sta to predlagala že HORVÁTH IN RUMPLER (1984). Omenjene miocenske tektonske faze prikrivajo sicer nedvomno prisotne starejše strukture (HAAS et al. 2000). Enote Južne Karavanke, Južni del Zalinega bazena in Kalnik, biutegnili predstavljati zaporedje narivov (od vrha proti dnu), kot sta to predlagala CSONTOS IN NAGYMAROSY (1998) ter HAAS IN SODELAVCI (2000). Vse omenjene enote lahko združima v Srednjetransdanubijsko kompozitno enoto, ki je bila v zmični tektonski fazi D3 močno deformirana.

4.9.6. Geološki prerez P6 (Priloga III) SZENTGOTTHÁRD (Ivánc, Zalalövő, Szilvágy, Zebecke, Ortaháza, Bázakerettye) LETENYE Prerez P6 prečka zahodni del rechniške ločilne ploskve. V krovninskem bloku tega pomembnega položnega preloma, ki je nastal v tektonski fazi D4, je obsežen Radgonsko – Vaški tektonski poljarek. Bazen v poljarku je zapolnjen z (ottnangijsko?) karpatijskospodnjebadenijskimi sedimenti. Tektonski poljarek je z viszáškim prelomom (Viszák fault)

49

nastalim v tektonski fazi D4, ločuje na dva dela. Najverjetneje gre za levozmični prelom, ki deluje kot premostitveni prelom (transfer fault) med položnimi normalnimi prelomi.

Rechniški normalni prelom oz. ločilna ploskev dejansko ločuje Graški paleozoik od Transdanubijskega niza. V globini doseže enoto Spodnjega Avstroalpina in morda celo Peninik, in torej prereže celotno zaporedje pokrovov.

Prerez P6 v okolici mest Szilvágy in Zebecke prečka tektonski jarek Bak-Nova. Slednji je zapolnjen s senonskimi in eocenskimi formacijami, enako kot v prerezu P5. Južno mejo bazena predstavlja nariv, medtem ko so v vrtini Ze-2 na drugi strani bazena triasne kamnine narinjene na eocenske. Enako kot v prerezu P5 je tudi tukaj reverzni prelom že del transpresijske Balatonske cone. Deformacija je prekrita s fsedimentnimji kaninami formacije Lajta , ki sicer prekriva večji del grebena Hahót-Kilimán v bližini Ortaháza (SKORDAY 2010).

Transpresijska struktura (positive flower structure) se nadaljuje proti jugu, vendar je deformirana z Budafaško antiklinalo (Bázakerettye). Gre za tipično inverzijo, opisana struktura pa je prikazana že v številnih publikacijah (DANK 1962; HORVÁTH & RUMPLER 1984). Glede na interpretacijo seizmičnih prerezov in podatke o debelinah formacij je guba reaktiviran sinriftni Ljutomersko – Haloško – Budafaški tektonski jarek. Karpatijski sedimenti so bili odloženi le v jedru današnje antiklinale, medtem ko so panonijski sedimenti bolj laporasti v jedru (današnje) antiklinale, ki predstavlja invertirani tektonski jarek, kot pa v krilih, kjer so sedimenti v vrtini (Or-34 ) bolj apnenčasti.

Ker so plasti vseh "panonijskih" formacij nagubane, sklepamo, da gre za gubanje zadnje Panonijsko-kvartarne tektonske faze D7. Vendar pa po mnenju UHRINA in sodelavcev (2009) sprememba v debelini nekaterih "panonijskih" formacij kaže na dejstvo, da se je gubanje začelo že v panoniju.

4.9.7. Geološki prerez P7 (Priloga IV) ŠENTILJ (Maribor, Ptuj) HALOZE Geološki prerez P7 sloni na starejšem prerezu (JELEN et al., 2006). Pričenja se na severu pri Šentilju in poteka proti JV mimo Ptuja in dalje v Haloze do hrvaško-slovenske meje, ki je obenem tudi meja obravnavanega območja. Trasa prereza v strukturnem pogledu na severu prečka Južnogradiščanski niz ekstenzijskih blokov in se proti jugu nadaljuje preko murskosoboškega tektonskega bloka in Ptujsko-Ljutomersko-Budafaškega poljarka.

Cmureški subbazen na severnem delu prereza zapolnjuje zaporedje Haloške in Špiljske formacije, ki vpadata proti severu. Na južni strani Južnogradiščanskega praga enako zaporedje zapolnjuje Mariborski subbazen, le da meja med formacijama vpada proti jugu. Dalje proti jugu v Haloško - Ljutomersko - Budafaškem bazenu omenjeno zaporedje Haloške in Špiljske formacije prekrijeta Lendavska in Murska formacija. Na skrajnem južnem delu prerez p7 prečka sistem zmičnih prelomov, ki potekajo v smeri VSV in pripadajo Periadriatski coni (Ljutomerski in Donački prelom).

Morfologija predkenozojske podlage se močno odraža tudi v geometriji neogenskih litostratigrafskih enot, iz česar sklepamo, da so deformacije v glavnem postpontijske starosti.

Največji premik je zabeležen ob eni izmed osrednjih vej Ljutomerske prelomne cone (sistema), kjer je transpresija vzdolž Donačkega morda vplivala tudi na premike ob Ljutomerskem prelomu (FODOR et al., 2002).

Edini podatki o litologiji predkenozojske podlage vzdolž prereza P7 izvirajo iz skupine vrtin pri Mariboru. Iz omenjenih podatkov sklepamo, da je metamorfna podlaga zahodnega roba Mariborskega subbazena prekrita s "plastjo" milonita, medtem ko podlaga Mariborskega

50

subbazena in zahodnega dela murskosoboškega bloka pripada nizko do srednjemetamorfnim kamninam (gnajsi in blestniki) Pohorske formacije. Slednja se nadaljuje proti jugu vse do Ljutomerskega prehodnega pasu. Na podlagi podatkov v širši okolici prereza sklepamo, da podlago kenozojskih sedimentov južno od tod predstavljajo permsko-triasnih formacij, in spodnjetriasni klastiti, vsi pa domnevno pripadajo Transdanubijskem nizu. Mejo med obema enotama v podlagi predstavlja položen normalni prelom, ki je bil kasnejue reaktiviran kot reverzen. V južnem krilu tega preloma so mezozojske karbonatne kamnine Severnih Karavank ločene od Transdanubijske cone z desnozmičnim Ljutomerskim prelomom. Ker nimamo podatkov o litoloških razmerah v globini, sklepamo na normalno stratigrafsko zaporedje. Ljutomerska tektonska cona je najverjetneje aktivna še danes.

Haloška formacija je razvita vzdolž celotnega prereza, njena antiformna geometrija pa kaže na postbadenijsko gubanje približno v smeri S – J. V tem primeru gre za inverzijo Mariborskega subbazena. Južneje, kjer so razvite vse neogenske formacije, je jasno, da je sinklinalna upognjenost celotnega neogenskega zaporedja posledica postpontijskega gubanja, saj je nagubana tudi Murska formacija.

Dejstvo, da je spodnji (turbiditni) del Lendavske formacije razvit šele v HaloškoLjutomersko – Budafaškem subbazenu kaže na to, da severneje, v Mariborskem subbazenu Lendavska formacija sploh ni bila odložena. Zaradi skopih podatkov v južnem delu prereza, smo debeline formacij prikazali kot nespremenljive.

4.9.8. Geološki prerez P8 (Priloga IV) TRATE (Radenci, Ljutomer) SREDIŠČE OB DRAVI Prerez P8 poteka v smeri SZ – JV. Na severozahodu se pričenja v Cmureškem subbazenu in se od Radencev dalje nadaljuje v smeri JJV preko radgonsko – Vaškega subbazena proti Ljutomeru in Središču ob Dravi, kjer prečka še Haloško - Ljutomersko – Budafaški subbazen.

Tudi ta prerez je povzet po JELENOVEM (2006) prerezu z upoštevanjem novih podatkov. V strukturnem pogledu prerez P8 prečka Južnogradiščanski prag, proti jugu prečka Radgonsko – Vaški tektonski poljarek, Murskosoboški blok, Ptujsko – Ljutomersko – Budafaški tektonski poljarek, in se konča v Donački prelomni coni.

Litološka zgradba predkenozojske podlage je ugotovljena na podlagi sedmih vrtin v osrednjem delu Murskosoboškega bloka (T-1/69, T-2/87, T-4/87, T-5/87, Ve-1/57, Ve-2/57 and Lo-1/58), in dveh iz Ptujsko – Ljutomersko – Budafaškega tektonskega poljarka (Ljut1/88 and DS-1/58). Od severa proti jugu pofil prečka kamnine Pohorske formacije, nadaljuje pa se preko Radgonsko – Vaškega tektonskega poljarka, kjer je v podlagi sistem normalnih in v reverzne reaktiviranih prelomov. V južneje ležečem Murskosoboškem bloku smo v metamorfni podlagi interpretirali subhorizontalne strižne cone. Južno pobočje Murskosoboškega bloka se spušča v Ptujsko – Ljutomersko – Budafaški tektonski poljarek vdolž niza zmičnih prelomov t.i. Ljutomerske prelomne cone. Manjšo (tektonsko) krpo zgornjetriasnega dolomita, ki je bila dosežena z vrtino Ljut-1/88 interpretiramo kot rezultat kombinacije tektonskih faz D1 in D2 v kredi. V prvi fazi (D1) so bile spodnje in srednjetriasne klastične kamnine verjetno delno narinjene na metamorfne kamnine Pohorske formacije (Karavanški nariv, sensu e.g. PLACER 1998, 2008), zaradi česar območje, kjer se nahajajo imenujemo prehodna cona Ljutomerski prehodni pas. V drugi tektonski fazi ( D2) se je nariv reaktiviral v ekstenzijsko ločilno ploskev. Ljutomerski zmični prelom na južnem delu prereza loči srednje in zgornjetriasne karbonatne kamnine južnih Karavank v južnem krilu od permo-mezozojskih klastitov v severnem krilu. Zaporedje kamnin v globljem delu Ljutomerskega pasu je zgolj interpretirano. Tektonska cona na skrajnem južnem delu prereza pripada Donačkemu zmičnemu prelomu.

51

Tako kot v primeru prereza P7, se tudi tukaj morfologija podlage močno ujema z geometrijo neogenskih formacij. Prisotnost Haloške formacije v Radgonsko – Vaškem subbazenu je potrjena v vrtinah Šom-1 in glede na interpretacijo prereza P1. Po podatkih vrtine Ljut-1/88 je prisotnost Haloške formacije interpretirana tudi v Haloško - Ljutomersko – Budafaškem subbazenu. Špiljska formacija je najdebelejša v Mariborskem subbazenu, proti jugu pa se drastično stanjša na območju relativno dvignjenega Murskosoboškega bloka oziroma antiforme. Na južnem delu Murskosoboškega bloka se pojavi tudi Lendavska formacija, ki se v Haloško Ljutomersko – Budafaškem subbazenu bistveno odebeli predvsem na račun spodnjega (turbiditnega ) dela.

Glede na podatke vrtin v okolici Radencev in površinske geološke karte, menimo, da je na osrednjem delu prereza Murska formacija zastopana le s svojim zgornjim delom (delta plain), medtem ko je murska formacija v celoti razvita šele v Haloško - Ljutomersko – Budafaškem subbazenu.

Ptujsko – Grajska formacija doseže v jedru Ptujsko – Ljutomerske sinklinale debelino preko 700 m. Južneje je Ormoško – Selniška antiklinala, ki je interpretirana na podlagi vrtin, zaenkrat pa jo interpretiramo kot prelomu vzporedno (in line) gubo. Geometrija formacij kaže na Pliocensko transpresijo v Periadriatski coni (Donački in Ljutomerski prelom).

Najjužnejši del prereza P8 je interpretira na podlagi le dveh vrtin (Ds-1/58 in Ds-2/69), obe pa se nahajata v neposredni bližini Donačkkega preloma. Stratigrafske razmere na obeh krilih preloma se močno razlikujejo. V severnem krilu so razvite Murska, Lendavska, Špiljska in kot najstarejša Haloška formacija, ki je odložena na eocenske kamnine, medtem ko so v južnem krilu preloma razmere popolnoma drugačne in jih ne razumemo v celoti.

4.9.9. Geološki prerez P9 (Priloga IV) OCINJE (Martjanci, Petišovci) MURSKI GOZD Geološki prerez P9 je najvzhodnejši izmed treh približno v smeri sever – jug potekajočih prerezov. Prerez je konstruiran na podlagi prereza, ki so ga izdelali JELEN in sodelavci (2006) z upoštrevanjem novejših dostopnih podatkov. Prerez P9 prečka celotno Prekmurje v smeri SV – JZ. V strukturnem pogledu prečka Radgonsko – Vaški tektonski poljarek, najvzhodnejši del Murskosoboškega tektonskega bloka in Ptujsko – Ljutomersko – Budafaški poljarek.

Morfologija podlage kaže jasno stopničasto zgradbo z Radgonsko – Vaškim in Haloško – Ljutomersko – Budafaškim subbazenoma v navedenih tektonskih poljarkih..

Predkenozojsko podlago v najsevernejšem delu prereza predstavljajo nizkometamorfne filitoidne kamnine v okolici Sotine na Goričkem. Domnevamo, da se te kamnine nadaljujejo proti vzhodu, kjer so prisotne v veliko večjem obsegu. Površina metamorfne podlage je strmo nagnjeno proti Radgonsko – Vaškem tektonskem poljarku, kjer jo glede na interpretacijo pokriva filitni pokrov. Filit prekriva severni del Murskosoboškega bloka, vsebuje pa tudi (tektonske) krpe triasnih karbonatov (na primer v vrtini Peč-1/91). Na južni strani Murskosoboškega bloka tvorijo gnajsi in blestniki Pohorske formacije strmo pobočje proti Ptujsko – Ljutomersko – Budafaškemu tektonskemu poljarku. Kamnine Pohorske formacije loči od permo-mezozojskih in srednjetriasnih kamnin Ljutomerskega pasu, ki spadajo v Transdanubijski niz, normalni prelom. kamnine Transdanubijskega niza so bile sprva verjetno narinjene na metamorfne kamnine Pohorske formacije. Južno od Ljutomerskega prehodnega pasu so v kenozojski podlagi karbonatne kamknine Južnokaravanškega kompleksa in permski klastiti.

52

Haloška formacija je razvita najglobljem delu Haloško – Ljutomersko – Budafaškega subbazena. Enako kot sicer je ne najdemo v osrednjem in vzhodnem delu Mariborskega subbazena, medtem ko je nejna prisotnost v Radgonsko – Vaškem subbazenu zgolj domneva na podlagi morfologije podlage.

V severnem delu prereza se Špiljska formacija močno odebeli v Radgonsko – Vaškem subbazenu, proti jugu se postopoma stanjša v vzhodnem delu Mariborskega subbazena, nato pa se zopet odebeli v Haloško – Ljutomersko – Budafaškem subbazenu, kjer doseže debelino 1100 do 1600 m.

Zgornji del Lendavske formacije je razvit vzdolž celotne trase prereza in vselej prekriva sedimentne kamnine Špiljske formacije. Tudi Lendavska formacija je tako kot Špiljska bistveno tanjša na Murskosoboškem bloku, medtem ko je v jedru Haloško – Ljutomersko – Budafaškega bazena turbiditnih sedimentov spodnjega dela Lendavske formacije do 900 m.

Lendavsko formacijo smo prepoznali v nekaj vrtinah v severnem delu prereza, njenan debelina pa je oblj ali manj konstantna in znaša približno 100 m, vendar se odebeli nad paleotopografskimi pobočji. Spodnji (turbiditni) del formacije se pričenja šele pri rogaševcih v Radgonsko - Vaškem subbazenu, nato se vmočno stanjša na pobočju med Radgonsko Vaškim in Haloško - Ljutomersko - Budafaškim bazenom, v slednjem pa se zopet odebeli kjer doseže debelino 350 - 600 m.

Murska formacija je enakomerno razvita vzdolž celotne trase prereza P9 in je v Ptujsko ljutomerski sinformi prekrita s Ptujsko - grajsko formacijo. Največja debelina spodnjega dela Murske formacije v tej sinklinali znaša približno 800 m, sedimenti spodnjega dela formacije so debeli do 1200 m, medtem ko debelina Ptujsko - Grajske formacije meri do 750 m.

53

5. Literatura 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.

54

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. & RIFELJ, H., 2011: površinska litstratigrafska in strukturno tektonska karta za območje projekta T-JAM, Severovzhodna Slovenija, verzija 1.0 za T-JAM projekt (2009-2011). Geološki zavod Slovenije, 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.

55

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.

56

Geological cross-section 1, Maribor - Szigliget; M = 1:100 000, vertical exaggeration: 2.5

-40000

-20000

0

20000

40000

60000

80000

100000

5000

5000

2500

2500

PF

PF

PF

0

PF

PF

PF

M3 sPa1-2

haMk-b1

baK2-M1

so-tPa2

baK2-M1

koPz

baK2-M1

-2500 baK2-M1

J

haMk-b1

spM2-3 haMk-b1

koPz

T2 T

koPz

-5000

koPz baK2-M1

SEN koPz

SEN koPz

szPa1

koPz

koPz

-7500

lMo-b-bdMk Pz+Mz

l_rMb2+szMb2+kMs

teMk-b1-bMb1-l_pMb1 baK2-M1

szPa1

eMs2-Pa1 l_rMb2+szMb2+kMseMs2-Pa1

eMs2-Pa1

l_rMb2+szMb2+kMs

teMk-b1-bMb1-l_pMb1

aPa1-2

szPa1

aPa1-2

l_rMb2+szMb2+kMs

lMo-b-bdMkj-u-pK3 j-u-pK3 Pz+Mz Pz+Mz Pz+Mz

l_rMb2+szMb2+kMs

teMk-b1-bMb1-l_pMb1

teMk-b1-bMb1-l_pMb1

PO_Pz

Pz+Mz

lMo-b-bdMk lMo-b-bdMk baK2-M1

-10000

SEN

Pz+Mz

Pz+Mz

Pz+Mz

lMo-b-bdMk

T1

T1

lMo-b-bdMk

T2

P1-2

P1-2 O-S O-S

P1-2

taPa2_beta

O-S

O-S

taPa2_beta

O-S

O-S

0

P1-2 O-S

-2500 UAA

O-S UAA

O-S

UAA

-5000

UAA

-7500 UAA

O-S

Pz+Mz

-12500

baK2-M1

UAA UAA

PO_Pz

PO_Pz

P1-2

T1

O-S

M2

UAA

UAA

-15000

T1

P1-2

UAA

Pz+Mz

-12500

T2

P1-2

T2 T1

P1-2

M2

so-tPa2 sPa1-2

-10000

Pz+Mz PO_Pz

vT3

vT3

T2

T2

so-tPa2

sPa1-2

sPa1-2

UAA

O-S

Pz+Mz

vT3

vT3

M2

T1

T1

P1-2

P1-2

Pz+Mz

T2

T1 T2

Pz+Mz

vT3

T2

vT3

Pz+Mz

T2

vT3

vT3

vT3

vT3

vT3

lMo-b-bdMkj-u-pK3

so-tPa2

vT3

vT3

f-rT3

lMo-b-bdMk

Pz+Mz

Pz+Mz

vT3

sT3 hf_M-Qp eT3 sT3

fT3

hf_M-Qp

fT3

fT3

fT3

úPa2

haMk-b1 PO_Pz

kT3

j-u-pK3

fT3 vT3

M3 rT3 kT3 rT3

-15000

UAA

baK2-M1

-17500

-17500

-20000

-20000

-22500

-22500

-25000

-25000

-27500

-27500

-40000

-20000

0

20000

40000

60000

80000

100000

Geological cross-section 2, Maribor - Hévíz; M = 1:100 000, vertical exaggeration: 2.5 -40000

-20000

0

20000

40000

60000

2500

2500

PF

PF

0

PF

haMk-b1

PF

spM2-3

so-tPa2

koPz

koPz

kMs

-2500

PO_Pz

teMk-b1

úPa2

j-u-pK3

aPa1-2

szMb2-l_rMb2

-5000 szPa1

j-u-pK3 eMs2-Pa1

-7500

kMs

haMk-b1

szMb2

szMb2

teMk-b1

PO_Pz

baK2-M1

-12500

vT3

teMk-b1

bdMk

Pz+Mz

Pz+Mz

bdMk

vT3

T1

Pz+Mz

-5000

P1-2

O-S

-7500

P1-2

-10000

P1-2 UAA

P1-2 O-S

Pz+Mz

T1

O-S

T1

T1

Pz+Mz

-15000

T2

T2

sT3

-2500

T1

T1

eT3

T2

T2

T2

vT3

kMs

vT3 vT3

vT3

vT3 vT3

J

fT3

vT3

fT3

vT3

fT3

kT3

j-u-pK3

vT3

fT3

0

fT3

fT3

eT3

T2

fT3

kT3

teMk-b1

fT3

fT3

j-u-pK3 J

-10000

teMk-b1

tMs

E

lMb

sT3

sPa1-2

-12500

O-S

O-S

UAA

-15000

Pz+Mz UAA

-17500

-17500

baK2-M1

UAA

-20000

-20000

-22500

-22500

-25000

-25000

-27500

-27500 -40000

-20000

0

20000

40000

60000

Geological cross-section 3, Slovenska Bistrica - Ortaháza; M = 1:100 000, vertical exaggeration: 2.5

-60000

-40000

-20000

0

20000

5000

5000

2500

2500

Q

0

0 PF

-2500

-2500

so-tPa2

úPa2

-5000

-5000 aPa1-2

szPa1

T1-2-LB

-7500

pE2-3

lMb

T2-3

eMs2-Pa1

spM2-3

-7500

fT3

T3 szMb2

-10000

T2-3 baK2-M1

haMk-b1

teMk-b1

-10000 T2

T1-2-LB

haMk-b1

-12500

-12500 bdMk

PO_Pz

T1

-15000

Pz+Mz

T1

PO_Pz

-15000

Pz+Mz Pz+Mz

-17500

-17500

PO_Pz

UAA

UAA

-20000

-20000

-22500

-22500

-60000

-40000

-20000

0

20000

Geological cross-section 4, Felsőcsatár - Zalacsány; M = 1:100 000, vertical exaggeration: 2.5

0

10000

20000

30000

40000

50000

60000

70000

5000

5000

2500

2500

so-tPa2

0

0

sPa1-2 lMb1

so-tPa2 sPa1-2 úPa2

-2500

J

aPa1-2 PEN GP

-5000

eMs2-Pa1

lMo-b

lMo-b

lMo-b

Pz+Mz

Pz+Mz Pz+Mz

Pz+Mz PEN

-10000

kT3

lMo-b Pz+Mz

fT3

teMk-b1+lMb1 lMo-b

vT3

T2

Pz+Mz

vT3

T1

Pz+Mz Pz+Mz Pz+Mz

-5000

-7500

P1-2 Pz+Mz

Pz+Mz

GP

-2500

fT3

vT3

l_rMb2+szMb2+kMs

teMk-b1+lMb1+pmMb1

-7500

K1

j-u-pK3

lMo-b teMk-b1+lMb1

rT3

fT3

szPa1

lMb

UAA

j-u-pK3 kT3

-10000

O-S

O-S

-12500

-12500

GP UAA

-15000

-15000

-17500

-17500

-20000

-20000

-22500

-22500 0

10000

20000

30000

40000

50000

60000

70000

Geological cross-section 5, Nemesrádó - Szenta; M = 1:100 000, vertical exaggeration: 2.5

10000

20000

30000

40000

50000

60000

2500

2500

f_Qp_h,alh

0

0

sPa1-2

so-tPa2+zPa2

lMb teMk-b1

-2500

teMk-b1

fT3

j-u-pK3

sE2

szPa1 eMs2-Pa1

j-u-pK3

fT3 fT3

-5000

T1

T2 sE2

T2 P1-2

-10000

T1

bdMk

P1-2

szPa1 BALPz

P1-2 O-S

BALPz

-12500

-15000

-7500 teMk-b1

UAA

SZK

SZK

SZK

SZK

MTr

-10000

BALPz

O-S

O-S

-12500

T_Pz MTr

MTr

UAA

SZK

eMs2-Pa1

teMk-b1

MTr

UAA

P1-2 O-S

lMb

sz_pE2-3

P1-2

T1

-5000

teMk-b1-lMb

O-S

T1

vT3

T1

T1 P1-2

T2

-7500

úPa2

T1

szE2-3

j-u-pK3

-2500

aPa1-2

T2

lMb

fT3

vT3

so-tPa2

eMs2-Pa1

lMb

sE2 j-u-pK3 kT3

SZK

-15000

SZK

UAA

-17500

-17500

-20000

-20000

-22500

-22500

10000

20000

30000

40000

50000

60000

Geological cross-section 6, Szentgotthárd - Letenye; M = 1:100 000, vertical exaggeration: 2.5

0

10000

20000

30000

40000

50000

60000

70000

80000

2500

2500

0

0 tPa2

sPa1-2

soPa2

lMb

-2500 lO-D

-2500

zPa1

zPa1

dPa2

dPa2

nMb1

Pay

Pay

-5000

nMb1 mT2

-7500

jK3 jK3 hT1 hT1

l_aMo

hT1

-10000

hT1

fT3

fT3 bE3-Ol1

l_aMo

hT1

hT1

lMb bE3-Ol1

hT1

hT1

kMs

nMb1

l_aMo

l_aMo

teMk-b1

hT1

hT1

fT3

vT3 jK3

jK3

cT1

bP2

bdMk

gT2

spMb

bO-S

bP2

-10000 gT2

mT2

pD2

-12500

hT1

lO-D

gT2

sbPz

bO-S

-15000

mT2

mT2

-15000 rE3

mT2

gT2

mT2

-17500

lMb

gT2 bO-S

cT1

-7500

kMs

spMb

vT3

lO-D lO-D

iT2

gT2

vT3

iT2

-12500

bdMk cT1

fT3

hT1

hT1

iT2

vT3

-5000

-17500

-20000

-20000

-22500

-22500

-25000

-25000

0

10000

20000

30000

40000

50000

60000

70000

80000

Geological cross-section 7, Sentilj - Halozei; M = 1:100 000, vertical exaggeration: 2.5

0

10000

20000

30000

Geological cross-section 8, Trate - Sredisce ob Dravi; M = 1:100 000, vertical exaggeration: 2.5

40000

50000

10000

2500

spM2-3

baK2-M1

MF2 MF1

so-tPa2

LF2

-2500

-2500

T2-3

-5000

PO_Pz

-7500

MF1

PO_Pz

haMk-b1

T1-2-LB

-10000

P1-2

P1-2

P1-2

PO_Pz

0

haMk-b1 E

so-tPa2

-2500

E T2-3 T2-3

LF1

T2-3

haMk-b1

PO_Pz

T2-3

fT3 baK2-M1

-10000

-10000

-12500

MF1 LF2 LF1

-5000

T2-3 T2-3

-7500 T1-2

T1-2-LB T1-2-LB

T1-2-LB

PF-Q

spM2-3

haMk-b1

PO_Pz

PO_Pz

-7500

-7500

LF spM2-3

haMk-b1

LF1

PO_Pz

-5000

LF

LF2 baK2-M1

spM2-3

MF2

PO_Pz

baK2-M1

haMk-b1

MF

MF

f_Qp_h,alh

baK2-M1

LF1

PO_Pz

-5000

haMk-b1 baK2-M1

spM2-3

LF2

50000

PF-Q

MF spM2-3

haMk-b1

MF1

f_Qp_h,alh

baK2-M1

-2500

MF2

PF

PF-Q

0

0 haMk-b1

40000

2500

spM2-3

baK2-M1

30000

2500

2500

0

20000

-12500

T1-2

T1-2

-12500

T1-2

-10000

T1-2

P1-2

P1-2

PO_Pz

P1-2

Pz+Mz

PO_Pz

-12500

Pz

-15000

-15000

-15000

Pz

-15000

PO_Pz Pz

Pz

Pz

-17500

-17500

-17500

-20000

-20000

-20000

-20000

-22500

-22500

-22500

-22500

-17500

0

10000

20000

30000

40000

50000

10000

20000

30000

Geological cross-section 9, Ocinje - Murski Gozd; M = 1:100 000, vertical exaggeration: 2.5

0

10000

20000

30000

40000

50000

2500

2500

PF

PF

0

PF

GP F

0

PF MF1

MF1 LF2

LF2

LF1

-2500

SF

-2500

LF1

MF2 F

F

-5000

HF

fT3

F LF2

KPW

-5000

MF1 SF

-7500

-7500

SF LF1

HF

-10000

PSK

HF T23

T23

KPW

T1

-12500

T1-2-LB T12

KPW

Pz+Mz

-15000

-12500 T12

Pz+Mz

C

P

-17500

-10000

UAA

-15000

-17500

UAA

-20000

-20000

-22500

-22500

0

10000

20000

30000

40000

50000

40000

50000