UHRIN ANDRÁS
A Pannon-tó feltöltődési folyamatának vizsgálata, különös tekintettel a délalföldi részmedencékre Házi dolgozat A Kárpát-Pannon térség fejlődése a tercierben c. doktori kurzushoz
Bevezetés A Pannon-medencét kitöltő, ekkor még a Paratethys részét képező víztömeg világtengerekkel fennálló kapcsolata először a kora-oligocénben, majd a kora-miocénben szűnt meg átmenetileg. A szarmata végén, mintegy 12 millió évvel ezelőtt bekövetkezett elzáródás azonban már véglegesnek bizonyult: ettől az eseménytől kezdve beszélhetünk a tulajdonképpeni Pannon-tó fejlődéstörténetéről. Az elzáródás lehetséges okai között meg kell említeni az ekkor bekövetkezett eusztatikus tengerszintesést (VAKARCS et al., 1998), de tektonikai tényezők – elsősorban az inverzió kezdete a medence egyes területein (HORVÁTH, 1995) – szintén kiválthatták ezt az eseményt.
A tavi üledékképződés kezdete A kialakuló tó eleinte viszonylag sekély lehetett (MAGYAR et al., 1999), sőt ekkoriban nagy kiterjedésű szigetek kerültek szárazra (1. ábra), amit a szarmata–pannóniai határon a rétegsorokban sok helyütt megjelenő üledékhézag jelez. A medence északkeleti peremén (a mai Kelet-Szlovákia területén) már ekkor megjelentek a tavat feltöltő deltarendszerek, melyek a későbbiekben medenceszerte igen fontos szerepet játszottak az üledék-felhalmozásban. Ezzel egyidőben egyes részmedencék – így a Derecskei- és a Makói-árok, valamint a Békési-medence (2. ábra) – igen erőteljesen süllyedni kezdtek, ami a szarmatában még viszonylag kiegyenlített aljzatot egyre tagoltabbá tette. A leggyorsabban süllyedő területeken a vízmélység 1–2 millió év alatt elérte az 1000 métert (cf. MAGYAR et al., 1999). Ugyanakkor a kiemeltebb hátakat is egyre nagyobb mértékben borította el a tó vize. A szigetek, így a Battonyai-hát, az Algyői-hát és az Endrőd környékén található magaslat partjai mentén – olykor a hátak meredek lejtőin gravitációsan áthalmozva – az aljzat helyi anyagából képződő abráziós kavics és homok halmozódott fel. Ez a képződmény (Békési Formáció) a hátságok tetőzónája felé haladva jellemzően egyre fiatalabb korúnak bizonyul, felette pedig már nyíltvízi üledékek települnek (3. ábra; MAGYAR et al., 2004).
1
1. ábra: A Pannon-tó kiterjedésének rekonstrukciója (MAGYAR et al., 1999)
2
2. ábra: A pannóniai s.l. képződmények talpmélységtérképe (CSÍKY et al., 1987 nyomán, in: JUHÁSZ GY., 1992). 1: Makói-árok, 2: Békési-medence, 3: Derecskei-árok, [4: Jászsági-medence]
3. ábra: A mészmárga képződésének szedimentációs modellje a Battonya–pusztaföldvári-hátságon. 1: mészmárga, 2: homok és kavics, 3: medencealjzat (MAGYAR et al., 2004)
Mivel ebben az időszakban a medence nagy részén a sziliciklasztos behordás még alig éreztette hatását, a nyíltvizű területeken általában viszonylag kondenzált üledékképződés zajlott. A peremekhez közelebb márga, a medence belsejében (ahová még csak kevesebb törmelék jutott el) mészmárga (az Endrődi Formáció Tótkomlósi Mészmárga Tagozata), sőt a Battonya– Pusztaföldvári-háton – amelynek legmagasabban fekvő részein az üledékképződés csak mintegy 8 3
millió évvel ezelőtt kezdődött el (MAGYAR et al., 2004) – mészkőnek minősíthető üledékes kőzet képződött (JUHÁSZ GY., 1994). A rétegsorban felfelé haladva az agyagtartalom már fokozatosan növekszik, megjelennek az Endrődi Formáció túlnyomó részét alkotó mélyvízi agyagmárgák. Jelentős váltás azonban akkor történt az üledékképződésben, amikor az üledékbehordás fokozódásával a medence belseje felé tartó zagyárak elértek egy-egy területet, az addiginál jóval durvább üledékeket (Szolnoki Formáció) lerakva. Ez az esemény természetesen a törmelék forrásától – a medence peremén folyamatosan emelkedő Alpoktól ill. Kárpátoktól – távolodva egyre később történt meg: a Dél-Alföldön az Endrődi Formáció átlagosan 100–200 m (de helyenként csak néhány tíz m) vastagságú üledékei akár több millió éves időintervallumot is képviselhetnek (JUHÁSZ GY., 1998). MAGYAR el al. (1999) dinoflagellata- és molluszkazonációra alapozott becslése alapján a tó legnagyobb kiterjedését mintegy 9,5 millió évvel ezelőtt érte el. Ezt követően a partvonal progradálni kezdett, és az üledékképződést a tó egyre nagyobb részén a hegységkeret felől érkező nagy mennyiségű törmelék határozta meg. Mivel a biosztratigráfia alkalmazási lehetőségei az endemikus, gyakran inkább fáciesfüggő pannóniai fauna miatt korlátozottak (MAGYAR & RÉVÉSZ, 1976), a feltöltődés menetéről alkotott képünk az 1980-as évektől kezdve vált jóval pontosabbá, javarészt a szénhidrogénkutatásban ekkortól elterjedten alkalmazott szeizmikus szelvények elemzésének köszönhetően. POGÁCSÁS (1984) és MATTICK et al. (1985) mutattak rá, hogy a korábban karotázsadatok – tehát litológiai jellemzők – alapján elkülönített mélyvízi fáciesű „alsópannon” és sekélyvízi „felső-pannon” határa a medence különböző részein más-más időpontnak feleltethető meg. Nevezettek munkáikban a fúrásokból korábban leírt litosztratigráfiai egységeket a szelvényekben jól meghatározható szeizmikus fáciesekkel azonosították. A már említett pelágikus márgákat és a közéjük települő abráziós törmelékeket néhány, az aljzatra rálapolódó horizont jelzi (4. ábra). A rálapolódás azonban olykor csak látszólagos, annak következtében áll elő, hogy az egység vastagsága – többnyire a kiemelt hátak lejtőin – a szeizmikus felbontóképesség alá csökken (MAGYAR et al., 2004). Erre az egységre rendszerint konkordánsan települnek a mélyvízi turbiditekkel (a Szolnoki Formációval) azonosított erőteljes reflexiók. A Pannon-tó turbidites üledékképződésének több sajátossága a szeizmikus szelvények és a fúrási rétegsorok együttes elemzése nyomán vált ismertté.
Turbidites üledékképződés A Békési-medence turbidites összletét vizsgáló PHILLIPS et al. (1994) megállapítása szerint a Szolnoki Formáció alsó kétharmadát 50-70 %-ban homoktestek alkotják, felfelé viszont ezek aránya és vastagsága egyaránt csökken. Ez meglepőnek tűnhet, hiszen elméletileg a zagyárak forrásául szolgáló lejtők közelében – tehát azok progradációja esetén a rétegsorban felfelé – 4
várhatnánk homokosabb turbiditeket. MOLENAAR et al. (1994) szerint azonban kezdetben jóval több durva törmelék szállítódott be a mélymedencékbe, emiatt a kezdeti zagyárak forrásuktól távolabb is több homokot rakhattak le, mint a későbbi, pélitesebb deltákhoz immár közelebbről kapcsolódó társaik. Azonban az Alföld más részmedencéiben BÉRCZI és PHILLIPS (1985), valamint JUHÁSZ GY. (1992) megfigyelései szerint kezdetben valóban disztális jellegű turbiditek keletkeztek, és ezt követően kezdett növekedni a homoktartalom. Az egyes részmedencék között a Szolnoki Formáció vastagság-eloszlásában is jelentős különbség mutatkozik. A Derecskei-árokban csak a mélyedés tengelyvonala mentén rakódott le nagy vastagságban a képződmény, miközben a határoló lejtőkön továbbra is pelágikus üledékképződés volt jellemző. Az Alföld nyugatabbi részein (illetve a Dráva-medencében – SAFTIC et al., 2003) ugyanakkor jóval nagyobb területen követhető „üledékcsomagokat” alkotnak a turbiditek. Ezek az egységek az aljzat kiemelkedései felett is gyakran áthaladnak. Ilyen esetekben megfigyelhető, hogy a magaslatoknak az üledékbeszállítás irányával szemben dőlő lejtőjén – ahol a zagyárak felfelé haladva lelassulhattak, és több üledéket rakhattak le – a „csomag” kivastagodik (pl. Endrőd, Üllés, Algyő, Orosháza térségében), míg a magaslat túloldalán – a felgyorsuló zagyárak nagyobb energiája nyomán – elvékonyodik (JUHÁSZ GY., 1992).
Deltarendszerek Az északkeleti (ld. Derecskei-árok) és az északnyugatias (pl. a Duna–Tisza közén ill. a Makói-árokban jellemző) behordási irányokból származó turbidites összlet jellegében mutatkozó különbségek előrevetítik, hogy a két irányból beérkező delták tulajdonságai is eltérőek lehettek. JUHÁSZ GY. (1992) a felvázolt eltérések alapján azt valószínűsítette, hogy északkeleti irányból az üledék egyetlen, nagyméretű, uralkodóan pélites deltából jutott a medencébe, míg északnyugat felől több, egyidejűleg aktív, összességében nagyobb mennyiségű és durvább szemcseméretű üledéket szolgáltató forrás létezhetett. MATTICK és szerzőtársai (1985) viszont – az Alföld jelentős részét lefedő szeizmikus szelvényháló vizsgálata alapján – területi helyett időbeli váltást ismertek fel a deltaüledékeken belül. A szelvényeken a delták üledékei igen jellegzetes, szigmoidális horizontokból álló egységeket alkotnak (4. ábra). A szigmoidális formák „topset”-jei a deltasíkság szintjét, „bottomset”-jei a delta lábánál lévő medencealjzatot képviselik, míg a lejtő – melyet litológiailag főleg agyag, agyagmárga épít fel – az előbbiekhez képest néhány fokos szögben a medence belseje felé dőlő szakaszként jelenik meg. A „topset”-ek és „bottomset”-ek közötti szintkülönbség (természetesen az utólagos kompakciót ill. deformációt számításba véve) megmutatja, milyen mélységű víztömegben progradált az egykori delta. A szerzők ez alapján különítettek el egy alsó, még 800–900 méter mélységű tóban épülő „mélyvízi”, elsősorban felfelé gyarapodó deltasorozatot, illetve efelett a 200–400 méter mély vízben progradáló „sekélyvízi” deltákból álló egységet. 5
Szerintük a kétféle deltatípus időben egymást követő képződése eredményezte, hogy a korábban feltöltődött Derecskei-árokban a „mélyvízi” delták is megjelentek, a délebbre fekvő Békésimedencében és Makói-árokban azonban, ahová később jutottak el a deltarendszerek, már csak azok „sekélyvízi” formájával találkozhatunk.
4. ábra: Szeizmikus szelvény a Békési-medencében mélyvízi üledékekkel (BRU&RU), progradáló deltalebenyekkel (2N-8N) és deltasíksági ill. folyóvízi üledékek (PU2) horizontjaival (MATTICK et al., 1994)
A másik lényeges különbség a két fő behordási irány között szintén a szeizmikus szelvények vizsgálata és az egyre pontosabb ősföldrajzi rekonstrukciók során mutatkozott meg. Utóbbiak (1. ábra) jól mutatják, hogy mialatt az északnyugat felől érkező üledék a mai Duna–Tisza köze nagy részét feltöltötte, északkelet felől alig progradált a Pannon-tó partvonala. Máig nem eldöntött kérdés, hogy ez milyen mértékben utal a két irányból érkező üledék mennyisége közötti különbségre. Mivel az északkeleti delták épülhettek mélyebb vízben, illetve az ottani medencerész vélhetően gyorsabban süllyedt (MAGYAR et al., 1999) – biztosítva a nagyobb kitölthető teret –, ott ugyanakkora térfogatú üledék beáramlása is jóval lassúbb progradációval járhatott. Azonban az eltérő üledékmennyiség mellett is szólnak érvek: valószínű például, hogy északnyugatról jóval nagyobb – a Nyugati-Kárpátok mellett az Alpok egy részét is magában foglaló – vízgyűjtő kapcsolódhatott a Pannon-tóhoz. Természetesen akár a süllyedési sebesség, akár az üledékbehordás változása nemcsak térben, hanem időben is megtörténhetett, így az egymást követő „mélyvízi” és „sekélyvízi” deltaciklusok kialakulására is hasonló jellegű magyarázatokat kell keresnünk. Az északnyugatról, illetve északkeletről érkező deltarendszerek végül a Dél-Alföld utolsóként feltöltődő területén, a Békési-medencében fogazódtak össze egymással, sőt, az itteni rétegsorban már délkelet (az Erdélyi-középhegység déli része, illetve a Déli-Kárpátok) felől épülő deltákkal is találkozunk (MATTICK et al. 1985, 1994; 5. ábra). Egyúttal – miután feltöltődését követően a Makói-árok már nem jelentett számottevő „üledékcsapdát” – a nyugat–délnyugat felől progradáló deltalebenyek is megjelentek a területen (MATTICK et al., 1994). A deltaüledékek fedőjeként az Alföld nagy részén vastag deltasíksági, majd folyóvízi összlet települt, mely azonban JUHÁSZ GY. (1992) szerint a Duna–Tisza köze északi részén és a Tiszántúlt átszelő keskeny sávban – azon a területen, ahol a delták aggradáló jellege a legerőteljesebb volt, és üledékeik a legnagyobb vastagságot érték el – kiékelődik (6. ábra).
6
5. ábra: A Békési-medencében különböző irányokból progradáló deltalebenyek helyzete térképen és szelvényeken (MATTICK et al., 1994)
6. ábra: A pannóniai fluvio-lakusztris üledékeket tartalmazó Zagyvai Formáció vastagságtérképe (JUHÁSZ GY., 1992)
Szekvenciák a pannóniai üledékekben A pannóniai üledékek medencén belüli pontosabb korrelálhatósága érdekében több próbálkozás is történt a teljes medencében követhető, vízszintváltozásokhoz köthető ciklusok azonosítására – tehát a szekvenciasztratigráfia alkalmazására – a Pannon-tó üledékeiben. Már 7
MATTICK et al. (1985) munkájában nyilvánvalóvá válik, hogy a szeizmikus szelvényekben látott deltaüledékek „kötegekre” tagolódnak (4. ábra). A „kötegekről” azonban a kellően sűrű szelvényháló alapján a szerzők megállapították, hogy csapásirányban jellemzően mintegy 30 km távolságon át követhetők (5. ábra). A köztük lévő felületek ez alapján semmiképp sem medenceméretű folyamatokhoz köthetőek, sokkal inkább a deltalebenyek autociklikus váltakozásának eredményei lehetnek. A már említett, „mélyvízi”, illetve „sekélyvízi” deltákkal jellemezhető – egyenként legalább tucatnyi deltalebenyből felépülő – ciklust azonban az általuk vizsgált medencerész egészében el tudták különíteni egymástól; sőt, a két ciklus üledékei között egy nagymértékű erózióra (akár több száz méteres vízszintesésre, jelentős területek szárazra kerülésére) utaló, a szeizmikus képen is észlelhető üledékes deformációkkal, csuszamlásokkal jellemezhető egységet ismertek fel. POGÁCSÁS et al. (1989) alapvetően egyetértettek azzal a kijelentéssel, hogy a deltaüledékeken belül felismerhető üledékhiányok nagy része lokális, autociklikus jelenség eredménye. Néhány határfelület azonban jóval nagyobb távolságban is követhetőnek bizonyult, illetve a szeizmikus kép alapján jelentős mértékben erodálta az alatta lévő deltalebenyeket. A szelvények mentén lévő fúrások rétegsorának magnetosztratigráfiai elemzése lehetővé tette, hogy az említett jelentősebb üledékhézagokhoz koradatokat rendeljenek. (Ezek a felületek a hozzájuk tartozó időintervallum nagyságrendje alapján harmadrendű ciklushatároknak tekinthetők, míg az egyes deltalebenyek által felépített egységek épülésének időtartama a negyedrendű ciklusok nagyságrendjébe eshet.) A szerzők megállapítása szerint a kapott korok jó egyezést mutatnak a HAQ et al. (1987) által meghatározott globális eusztatikus vízszintesési ciklusokkal. MÜLLER & MAGYAR (1992) a fauna mindvégig fennálló endemizmusa kapcsán ellenérvekkel szolgáltak a világtengerekkel való esetleges közvetlen kapcsolatra, de a vízszintváltozási ciklusok esetleges egybeesésére így is több magyarázat kínálkozott. VAKARCS et al. (1994) elképzelése szerint például a tengerszint csökkenése (különösképpen a Földközi-tengernél lévő erózióbázist igen jelentősen lesüllyesztő messinai sókrízis) a Pannon-tavat övező hegységkeretben előidézheti a folyómedrek mélyebbre vágódását, ezáltal pedig a tó vizének jelentős lefolyását. További alföldi szelvények elemzése, illetve a globális tengerszintváltozási görbék időközbeni pontosítása után POGÁCSÁS et al. (1992) némileg módosított koradatokat tettek közzé, ám ismét a Pannon-tó és a világtengerek vízszintingadozása közötti kapcsolatot valószínűsítették. Hasonló következtetésre jutott VAKARCS & VÁRNAI (1991) is a Derecskei-árokban felismert harmad- és negyedrendű szekvenciák alapján. VAKARCS et al. (1994) az immár az Alföld egészére meghatározott harmadrendű szekvenciák globális görbékkel való korrelálása mellett felvetették a 100 ezer éves nagyságrendű Milanković-féle klímaciklusok lehetséges szerepét a negyedrendű szekvenciák kialakulásával kapcsolatban. VAKARCS (1997) a magnetosztratigráfiai skála időközben megtörtént revíziója miatt ismét felülvizsgálta a szekvenciahatárokra korábban meghatározott koradatokat, de az új értékek alapján is jó egyezéseket talált a világméretű tengerszintváltozásokkal. 8
Más szerzők azonban ezzel ellenkező eredményre jutottak. Így JUHÁSZ E. et al. (1996) a Dunántúlról és a Duna-Tisza közéről vett fúrási rétegsorok magnetosztratigráfiai, szedimentológiai és őslénytani elemzése során mindössze egy felső-miocén és egy pliocén harmadrendű ciklust azonosítottak a Pannon-tavat feltöltő üledékekben. Ezek határát ugyanakkor – amely mentén 1,5–2 millió évnyi üledékhézagot találtak – ők is a messinai sókrízishez kapcsolták. Az említett két cikluson belül csak egészen kis léptékű, a különböző üledékképződési környezetek (zagyárak, deltalejtők, delta- ill. alluviális síkságok) autociklikus változásaihoz köthető, medenceméretekben korrelálhatatlan egységeket jelöltek ki. LEMBERKOVICS (2000) az Algyő térségében készült 3D-s szeizmikus blokk értelmezése során hasonló nagyságrendű egységeket határozott meg, bár a közöttük esetlegesen jelenlévő magasabb rendű szekvenciahatárok kijelölésére a vizsgált terület kis mérete miatt nem nyílt lehetősége. TÓTH-MAKK (2003) 29 Duna-Tisza közi fúrás üledékciklusainak korát határozta meg magnetosztratigráfiai, illetve dinoflagellata-vizsgálatok alapján. Eredményei szerint tizenegy szekvencia követhető a terület nagy részén, habár – mivel a jelentős sziliciklasztos behordás dél felé egyre később jutott érvényre – a legkorábbi egységhatárok ebben az irányban eltűnnek, beleolvadva a homogén pelágikus üledékekbe. Az első hat szekvencia egyenként mintegy 0,8–0,6 millió éves időszakot fed le, a későbbiek már csak 0,3–0,4 millió éves időintervallumot képviselnek. A szekvenciahatárok közül több megfeleltethető a VAKARCS (1997) által leírt felületeknek, sőt azt is kijelenthetjük, hogy két VAKARCS-féle szekvenciahatár (Pa-3, Pa-4) közötti időszak az elsőként MATTICK et al. (1985) által említett „mélyvízi”, erősen aggradáló jellegű deltarendszerek épülésének intervallumát jelzi (JUHÁSZ GY. et al., 2006). Valószínű tehát, hogy a Pannon-tó feltöltődése során valóban bekövetkezett néhány jelentősebb vízszintesés, amely harmadrendű szekvenciahatárok kialakulásához vezetett. Az ezeket előidéző folyamatok meghatározásához, a tektonikai és klimatikus tényezők szerepének elválasztásához azonban további, még részletesebb vizsgálatok szükségesek. Szintén nyitott kérdés, hogy pontosan milyen mechanizmusokon keresztül befolyásolhatták a tó vízszintjét ezek a hatások, illetve a Pannonmedencében zajló folyamatok mennyiben kapcsolhatók a medence közelebbi környezetében vagy éppen világméretekben bekövetkezett változásokhoz.
Irodalomjegyzék BÉRCZI I. & PHILLIPS R.L. (1985): Neogene delta formations in the depositional environments within Neogene deltaic-lacustrine sediments, Pannonian Basin, Southeast Hungary. Geophysical Transactions 31/1–3, 55– 74. HAQ B. U., HARDENBOL J. AND VAIL P. R. (1987): Chronology of fluctuating sea level since the Triassic (250 million years ago to present). Science 235, 1156–1167. HORVÁTH, F. (1995): Phases of compression during the evolution of the Pannonian Basin and its bearing on hydrocarbon exploration. Mar. Pet. Geol. 12, 837–844.
9
JUHÁSZ, E., MÜLLER, P., RICKETTS, B., TÓTH-MAKK, Á., HÁMOR, T., FARKAS-BULLA, J., AND SÜTŐ-SZENTAI,
JUHÁSZ
M. (1996): High resolution sedimentological and subsidence analysis of the Late Neogene in the Pannonian Basin, Hungary. Acta Geologica Hungarica 39/2, 129–152. GY. (1992): A pannóniai s.l. formációk térképezése az Alföldön: elterjedés, fácies és üledékes környezet. Földtani Közlöny 122/2–4, 133–165. GY. (1994): Magyarországi neogén medencerészek pannóniai s.l. üledéksorának összehasonlító
JUHÁSZ elemzése. Földtani Közlöny 124/4, 341–360. JUHÁSZ GY. (1998): A magyarországi neogén mélymedencék pannóniai képződményeinek litosztratigráfiája. In: Bérczi I. & Jámbor Á. (eds): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MOL Rt. – MÁFI, Budapest, 469–484. JUHÁSZ GY., POGÁCSÁS GY., MAGYAR I., VAKARCS G. (2006): Integrált-sztratigráfiai és fejlődéstörténeti vizsgálatok az Alföld pannóniai s.l. rétegsorában. Földtani Közlöny 136/1, 51–86. LEMBERKOVICS V. (2000): Egy dél-alföldi terület részletes szekvenciasztratigráfiai elemzése karotázs görbék és szeizmikus szelvények segítségével. Diplomamunka, ELTE Általános és Történeti Földtani Tanszék, p.88 MAGYAR, I., GEARY, D.H., MÜLLER, P. (1999): Paleogeographic evolution of the Late Miocene Lake Pannon in Central Europe. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 147, 151–167. MAGYAR I., J UHÁSZ GY., SZUROMINÉ KORECZ A., SÜTŐNÉ SZENTAI M. (2004): A pannóniai Tótkomlósi Mészmárga Tagozat kifejlődése és kora a Battonya–pusztaföldvári-hátság környezetében. Földtani Közlöny 133/4, 521–540. MAGYAR, L., RÉVÉSZ, I. (1976): Data on the classification of Pannonian sediments of the Algyő area. Acta Mineralogica et Petrographica, Szeged, Hungary, 22, 267–283. MATTICK, R.E., RUMPLER, J., PHILLIPS, R.L. (1985): Seismic stratigraphy of the Pannonian Basin in Southeastern Hungary. Geophysical Transactions, 31/1–3, 13–54. MATTICK R., RUMPLER J., UJFALUSY A., SZANYI B. AND NAGY I., (1994). Sequence stratigraphy of the Békés basin. In: TELEKI P. G., MATTICK R. AND KÓKAI J. (eds), Basin Analysis in petroleum exploration. A case study from the Békés basin, Hungary. Kluwer Academic Publ., Dordrecht, 39–65. MOLENAAR M., RÉVÉSZ I., BÉRCZI I., KOVÁCS A., JUHÁSZ GY., GAJDOS I. & SZANYI B. (1994): Stratigraphic framework and sandstone facies distribution of the Pannonian Sequence in the Békés Basin. In: TELEKI P.G., MATTICK R.E. & KÓKAY J. (eds.): Basin analysis in petroleum exploration. A case study from the Békés basin, Hungary. Kluwer Academic Publ., Dordrecht, 99–110. MÜLLER, P., MAGYAR, I. (1992): A Prosodacnomyak rétegtani jelentősége a Kötcse környeki pannóniai s.l. üledékekben. Földtani Közlöny 122, 1–38. PHILLIPS, R.L., RÉVÉSZ, I., BÉRCZI, I. (1994): Lower Pannonian deltaic-lacustrine processes and sedimentation, Békés Basin. In: TELEKI, P.G., MATTICK, R.E. & KÓKAY, J. (eds): Basin analysis in petroleum exploration. A case study from the Békés Basin, Hungary. Kluwer Academic Publ., Dordrecht, 67–82. POGÁCSÁS, Gy. (1984): Results of seismic stratigraphy in Hungary. Acta Geologica Hungarica 27/1–2, 91–108. POGÁCSÁS GY., JÁMBOR Á., MATTICK R.E., ELSTON P., HÁMOR T., LAKATOS L., LANTOS M., SIMON E., VAKARCS G., VÁRKONYI L., VÁRNAI P. (1989): A nagyalföldi neogén képződmények kronosztratigráfiai viszonyai szeizmikus és paleomágneses adatok összevetése alapján. Magyar Geofizika, 30/2–3., 41–62. POGÁCSÁS GY., SZABÓ A., SZALAY J. (1992): Az alföldi progradációs delta sorozatok kronosztratigráfiai viszonyai. Magyar Geofizika, 33/1., 1–13 SAFTIC, B., VELIC, J., SZTANÓ, O., J UHÁSZ, GY. & IVKOVIC, Z. (2003): Tertiary subsurface facies, source rocks and Hydrocarbon reservoirs in the SW part of the Pannonian Basin (Northern Croatia and SouthWestern Hungary). Geologica Croatica 56/1, 101–122.
10
TÓTH-MAKK Á., 2003. Szekvenciasztratigráfiai vizsgálatok a Duna–Tisza köze középső és déli részének későmiocén rétegsorában. Doktori értekezés, ELTE, p. 150. VAKARCS G. & VÁRNAI P. (1991): A Derecskei-árok környezetének szeizmosztratigráfiai modellje. Magyar Geofizika 32/1–2., 38–51. VAKARCS G., VAIL P.R., TARI G., POGÁCSÁS GY., MATTICK R.E. & SZABÓ A. (1994): Third- order Middle Miocene–Early Pliocene depositional sequences in the prograding delta complex of the Pannonian Basin. Tectonopysics 240, 81–106. VAKARCS, G., HARDENBOL, J., ABREAU, V.S., VAIL, P.R., TARI, G., VÁRNAI, P. (1998): Correlation of the Oligocene–Middle Miocene regional stages with depositional sequences, a case study from the Pannonian Basin, Hungary. In: De Graciansky, P-C., Hardenbol, J., Jacquin, T., Vail, P.R., Farley, M.B. (eds): Sequence Stratigraphy of European Basins. SEPM Spec. Publ. 57. VAKARCS G. (1997): Sequence stratigraphy of the Cenozoic Pannonian basin, Hungary. PhD thesis, Rice University, Houston, Texas, p. 514.
11
