EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR FÖLDRAJZ- ÉS FÖLDTUDOMÁNYI INTÉZET Általános és Alkalmazott Földtani Tanszék
A DRÁVA-MEDENCE SZERKEZETFEJLŐDÉSE ÉS A KAPCSOLÓDÓ GÁZ/OLAJMEZŐK VISZONYA A BARCS KÖRNYÉKI TERÜLETEN
Diplomamunka
Készítette:
OROSS REBEKA
Témavezetők: CSIZMEG JÁNOS SZILÁGYI IMRE Konzulens: FODOR LÁSZLÓ
Budapest, 2015
Tartalomjegyzék 1.
Bevezetés, célkitűzés ................................................................................................ 3
2.
Földtani felépítés és kutatástörténet .......................................................................... 5 2.1. Rétegtani és szerkezetföldtani áttekintés ............................................................... 5 2.1.1. Preneogén fejlődéstörténet .............................................................................. 5 2.1.2. Neogén fejlődéstörténet .................................................................................. 8 2.2. Szénhidrogénföldtani áttekintés ........................................................................... 15 2.2.1. A szénhidrogén rendszer elemei ................................................................... 15 2.2.2. A területen és környezetében található szénhidrogén telepek ...................... 17
3.
Felhasználta adatok és módszerek .......................................................................... 22
4.
Szeizmikus értelmezés ............................................................................................ 27 4.1. Aljzati megfigyelések .......................................................................................... 27 4.2. Medencekitöltő üledékekben megfigyelt jelenségek ........................................... 32
5.
Diszkusszió ............................................................................................................. 39 5.1. Aljzat .................................................................................................................... 39 5.2. Medencekitöltő üledékek jelenségeinek értelmezése .......................................... 43 5.2.1. Késő-miocén deformáció .............................................................................. 43 5.2.2. Fiatal deformáció (Neotektonika) ................................................................. 46 5.2.3. Atektonikus deformáció ................................................................................ 50 5.3. Az eredmények behelyezése a regionális szerkezetföldtani modellbe ................ 54 5.4. Az eredmények szénhidrogénföldtani értelmezése.............................................. 60 5.4.1. Migráció és csapdázódás .............................................................................. 60 5.4.2. Szénhidrogén rendszerek .............................................................................. 63 5.4.3. Szénhidrogén rendszerek az egyes mezők tekintetében ............................... 66
6.
Következtetések ...................................................................................................... 71
7.
Összefoglalás .......................................................................................................... 74
8.
Summary ................................................................................................................. 76 1
9.
Köszönetnyilvánítás ................................................................................................ 78
Irodalomjegyzék ............................................................................................................. 79
2
1. Bevezetés, célkitűzés A dolgozatom célja egy szerkezetföldtani fejlődéstörténet felállítása a Drávamedence egy részegységére 3D szeizmikus adatok értelmezése alapján. A süllyedék a Pannon-medence délnyugati részén helyezkedik el, a magyar-horvát határon (1. ábra). Fő feladatom volt azonosítani a deformációs eseményeket és szerkezeteket, illetve azokat beilleszteni a szénhidrogén rendszerbe, valamint a tágabb regionális szerkezetföldtani modellbe.
40 km
1. ábra A vizsgálati terület (fekete kör) földrajzi elhelyezkedése
A Dráva-medence az egyik legfontosabb szénhidrogén kutatási és termelési terület Magyarország és Horvátország területén. A kutatások már az 1900-as évek elején megkezdődtek, és mind a mai napig aktívak. A legnagyobb olaj- és gáztelepeket már megtalálták, és többnyire ki is termelték, ennek ellenére még van potenciális lehetőség újabb telepek felkutatására. A még meg nem talált szénhidrogén telepek általában kisebb felhalmozódások, melyeket csak korszerű geofizikai és geológiai mérési és értelmezési módszerekkel lehet lokalizálni. Napjainkban használt egyik legfontosabb ilyen mérési módszer a 3D szeizmika, melynek adattömbjét különböző modern módszerekkel értelmezve sok új felfedezést tehetünk. Egy fontos és korszerű értelmezési eszköz a szeizmikán alkalmazható attribútum-tömbök készítése, mellyel a 3
sztratigráfiai és szerkezeti elemeket és anomáliákat lehet felerősíteni. Az ilyen attribútumok nagymértékben megkönnyítik az értelmezést és olyan jelenségeket tesznek láthatóvá, melyek az amplitúdó adatokon rosszul észlelhetők. A medence területén található szénhidrogén telepek többsége vetőkhöz és egyéb szerkezeti elemekhez kapcsolódó csapdákban találhatók, ezért a szerkezetföldtani vizsgálatok
és
az
eredmények
elengedhetetlenek
az
újabb
felhalmozódások
megtalálásában. Mivel a területről eddig nem született összefoglaló jellegű szerkezetföldtani értelmezés, munkám eredménye alapjában nyújt új információkat a terület geológiai felépítésére vonatkozóan. Az értelmezést nem csak a szűkebb vizsgálati területen lehet alkalmazni, de akár a tágabb léptékű szerkezetföldtani és földtani modellek számára is fontos lehet jelen dolgozat. Munkámban
elsősorban
a
medence
kitöltő
üledékek
megjelenésével,
sajátosságaival és deformációjával foglalkoztam, hiszen ez a térrész képezi a szénhidrogén kutatások fő célpontját. Ezen felül az aljzat minimális értelmezését is elvégeztem, ami elengedhetetlen volt a medence felépítésének megértésben. Eredményeimet összevetettem, mind a magyar, mind pedig a horvát oldalon született korábbi értelmezésekkel és elméletekkel.
4
2. Földtani felépítés és kutatástörténet 2.1. Rétegtani és szerkezetföldtani áttekintés A vizsgálati terület a Pannon-medence délnyugati részén található a horvátmagyar határ mentén. A medence aljzatát felépítő nagyszerkezeti egység a Tiszaiegységbe sorolható, ami a közép-magyarországi vonaltól délre található (2. ábra) (Szederkényi et al., 2013). Az ALCAPA és a Tisza nagyszerkezeti egységek fejlődéstörténete különbözik, csak a késő-eocén – kora-miocén során kerültek egymás mellé (Csontos és Nagymarosi, 1998). Ezek után kezdődött meg a negoén Pannonmedence ív mögötti medenceként való kinyílása (Horváth és Tari, 1999). 2.1.1. Preneogén fejlődéstörténet
2. ábra Magyarország nagyszerkezeti egységei, és azokat elválasztó főbb szerkezeti elemek, valamint a kutatási terület elhelyezkedése zöld ellipszissel jelölve (Haas, 2014 után)
A Tisza nagyszerkezeti egység preneogén aljzatát a variszkuszi hegységképződés (karbon – perm) során létrejött kompozit terrénum alkotja. A főbb tektonikai elemek által három prealpi egységre osztható, amelyek közül a vizsgálati terület a SzlavóniaiDrávai terrénumba tartozik (Kovács et al., 2000), ahol jellemzőek a DDNy felé dőlő kis szögű normálvetők. Az egységben megjelenő kőzetek a Babócsai Komplexumba sorolhatóak, amit főleg közepes metamorf fokú gneiszek, kisebb mértékben amfibolit és 5
csillámpala kőzetek alkotnak. A komplexum délkeleti részein a metamorf összletre késő-karbon korú molasz üledékek rakódtak, melyet a Dráva-medencében a Tésenyi Homokkő Formációba sorolunk (3. ábra). A képződmény vastagsága akár 1500 m is lehet (Szederkényi et al., 2013). A Variszkuszi hegységképződés utáni szakaszban a Tisza nagyszerkezeti egység három alegységbe sorolható, a Mecseki-egység (Kunsági-egység), a Villány-Bihariegység (Szlavóniai-Drávai-egység), illetve a Békés-Kodrui-egység. A vizsgálati terület Haas et al. (2010) szerint a Mecseki-egység részét képezi, habár a déli részen kis terület átnyúlik a Villány-Bihari-egységbe (2. ábra). A továbbiakban a Mecseki-egység fejlődéstörténetét tárgyalom részletesen, hiszen a vizsgálati terület nagy része ebbe az egységbe tartozik. A késő-karbon és kora-perm folyamán molasz típusú üledék rakódott le a kristályos aljzat erodált felületére, ami jellemző a Villányi-hegységre, a Mecsekihegységre és a Dráva-medencére is (3. ábra). A perm folyamán először kontinentális eredetű üledékek rakódtak le (Kővágószőlősi Homokkő Formáció, Korpádi Homokkő Formáció), amit a Gyűrűfűi Riolit fed. Ezekre eróziós felszínt követően a középső-perm korú Cserdi Konglomerátum Formáció és a Bodai Aleurolit Formáció következik, amik együttesen egy transzgresszív sorozatot alkotnak (Szederkényi et al., 2013). Az alpi fejlődés során a késő-perm – középső-jura intervallumban a Tisza nagyszerkezeti egység az Európai kontinens szegélyén helyezkedett el, a Tethys északi selfterületén. Ezen belül a Villány-Bihari-egység a középső selfet képviselte, míg a Mecseki-egység volt legközelebb a kontinens belsejéhez, így ott ebben az időszakban erős terrigén hatás érvényesült (Szederkényi et al., 2013). A Tiszai-egység leválását az európai kontinensről (középső – késő-jura) erős vulkanizmus jellemezte, ami a korakrétában volt a legerőteljesebb (Harangi et al., 1996). A riftesedés az egység feldarabolódásához és mélymedencék kialakulásához vezetett. A cenoman-turon során turbiditek jelzik a kompressziós feszültségek felerősödését a területen, ami flexurális medencék kialakulásához is vezetett (Császár, 2002; Szederkényi et al., 2013).
6
3. ábra A terület tágabb környezetének prekainozoos térképe Haas et al. (2010) alapján; a számok jelentése megegyezik a szerzők által használttal: 4-albai medence fáciesű márga és törmelékes lejtőüledék, 5-alsó-kréta platform fáciesű mészkő, 6-alsó-kréta bázisos vulkanitok, 9középső-jura – alsó-kréta pelágikus mészkő, tűzköves mészkő, 10-alsó – középső-jura pelágikus, finom sziliciklasztos összlet, 12-felső-triász – alsó-jura kőszéntartalmú sziliciklasztos összlet, 13-középső-triász sekélytengeri, sziliciklasztos és karbonátos összlet, 14-alsó-triász folyóvízi és delta fáciesű sziliciklasztos képződmények, 15-kisfokú metamorf mezozoos képződmények, 16mezozoos képződmények tagolás nélkül, 17-permi riolit, 18-permi szárazföldi törmelékes összlet, 19-felső-karbon szárazföldi törmelékes összlet, 20-ópaleozoos kisfokú metamorf képződmények, 21 és 23-variszkuszi közepes fokú metamorfitok
A triász legalsó rétegeit szintén homokkövek alkotják, majd az anisusi során megkezdődik a tenger előrenyomulása, ami széles rámpát eredményezett. A sziliciklasztos homokos és aleuritos képződmények egyre kisebb részarányúak és teret hódít a karbonátos üledékképződés (márgák, dolomitok, mészkövek). A kialakuló rámpán a Mecseki-egység képviselte a mélyebb zónát. A riftesedés miatti feldarabolódásnak köszönhetően a Mecseki-egység egy félárok szerkezetet alkotott a mezozoikum nagy részében. A középső- és késő-triász határán sekélyedés veszi kezdetét. A sekélyedő sorozatot kőszén tartalmú mocsári képződmények fedik (Szederkényi et al., 2013). 7
A Mecseki Kőszén Formáció a kora-jura során rakódott le a Mecseki-egységben. A kőszén fedője késő-szinemuri, sekélytengeri finomszemcsés homokkő, márga, majd mészkő. Mindez egy mélyülő, transzgressziós képződési környezetet reprezentál. A toarci anoxikus eseményt fekete pala jelzi a rétegsorban. A bajóci végén a Tiszai-egység végleg levált az európai kontinensről, így a szárazföldi üledékszolgáltatás is alábbhagyott, ami mélyvízi, karbonátos képződmények lerakódásához vezetett (3. ábra) (Szederkényi et al., 2013). A kréta során kiteljesedő alkálibazaltos vulkanizmus, már a jura végén megindult a Mecseki-egységben. A csúcsát a valangini-hautereivi során érte el, a lerakott vulkáni kőzeteket együttesen Mecsekjánosi Bazalt Formációnak nevezik (Haas és Péró, 2004). A Mecseki-hegység területén konglomerátum és homokkő rétegek jelennek meg a vulkáni összletben, amik mind sekély, mind mélytengeri fosszíliákat is tartalmaz. Ez arra enged következtetni, hogy a bazalt vulkánok néhol a vízfelszín közelébe értek, és körülöttük atollok képződtek (Császár, 2002). A hegységtől távolodva a vulkanizmus hatása gyengül. Az alpi orogén első szakasza valószínűleg az albai-cenoman során következett be a Mecseki-egységben, ami nagymértékű eróziót okozott, így turoninál fiatalabb kréta képződményeket nem találunk az egység vizsgálati területhez közel eső részein. A coniaci során történhetett az egységen belül a legnagyobb mértékű takaróképződés és új medencék kialakulása (Haas és Péró, 2004), ahol campaniai és maastrichti korú sziliciklasztos, valószínűleg turbidites eredetű üledékek rakódtak le a Mecseki-egység egyes részein (Szederkényi et al., 2013). A paleogén során egy elzárt kontinentális medencében lerakódott sziliciklasztos rétegsor található a Mecsekhegységtől délre, melynek kora Varga et al. (2004) szerint késő eocén. 2.1.2. Neogén fejlődéstörténet A Pannon-medence kialakulása a késő-egri – eggenburgi (kora-miocén) során kezdődött meg. A medence fejlődése az Alp-Kárpáti orogénnel párhuzamosan zajlott, kinyílása a hegységrendszer ívmögötti medenceként való kinyílásával magyarázható, amire a szubdukciós zóna folyamatos hátrálása adott lehetőséget (4. ábra) (Horváth, 2007). Az ALCAPA blokk laterális kiszökése a közép-magyarországi zóna mentén szintén fontos volt a medenceképződés kiváltó okai között. A szubdukció a középsőmiocénig a kárpáti ív teljes hosszába zajlott, a Keleti-Kárpátokban tovább folytatódott, amely során az alábukó litoszféra magára húzta a Tisza-Dácia-egységet, ami az ív 8
mögötti Pannon-medemce képződését okozta (Royden és Horváth, 1988; Tari et al., 1999; Horváth, 2007). Ez a folyamat generálta az extenziót is, ami főleg lapos szögű normálvetőkként jelentkezik a medencében (Csontos és Nagymarosi, 1998; Tari et al., 1999; Schmid et al., 2008). A széthúzás iránya Royden et al. (1982) szerint NyDNyKÉK csapású, míg Tari et al. (1992) egy erre merőleges ÉNyÉ-DKD csapású, egykorú extenziót javasolt, ami főleg a délkeleti Pannon-medencében volt intenzív a középsőmiocén során.
4. ábra 3D geodinamikai modell a Pannon-medence korai kialakulásáról (18-16 Ma) (Horváth, 2007); 1 – Európai előtér, 2 – előtéri molasz medence, 3 – Alpi orogén ék, 4 – Magura-Sziléziai flis-medence, 5 – normálvetődés illetve transzpressziós oldalelmozdulás, 6 – mozgási irány, M – MOHO, L – litoszféra határ, PA – Periadriai-vonal
A medence kialakulását a McKenzie-féle termomechanikus medencefejlődési modellel magyarázták, ami szerint a fejlődés két egymást követő fázisra osztható: a tektonikusan aktív szinrift szakaszra és egy termikusan kontrollált posztrift fázisra (McKenzie, 1978; Royden és Horváth, 1988). A szinrift fázis foglalja magában a litoszféra megnyúlását és kivékonyodását (4. ábra), melynek helyére jóval magasabb hőmérsékletű asztenoszféra anyag kerül. Ez a folyamat okozza a szinrift szakaszra jellemző magas hőáramot. Ez az anomália még mindig megfigyelhető a Pannon-medencében, ahol a jelenlegi hőáram (80-130 mW/m2) jóval magasabb az átlagosnál (50-60 mW/m2) (Lenkey et al., 2002). A tágulás 9
következménye a medence süllyedése, ami a lepusztulási területhez közel eső részeken (Erdélyi-medence, Bécsi-medence) vastag kárpáti-szarmata rétegsorral kezdett el feltöltődni, míg a távolabbi területek éhező medencerészek voltak (Alföld, Dunántúl). A szinrift fázis kezdetét hagyományosan a kora-miocénben meginduló üledékképződés és vulkanizmus alapján datálták, a végét pedig a szarmata végére tették (Royden és Horváth 1988; Dombrádi, 2012). Az újabb eredmények szerint a fázis lezárása nem egy időben következett be a medence teljes területén. A keleti részen valamivel később történt meg (Matenco és Radivojevic, 2012).
5. ábra 3D modell a Pannon-medence kialakulásának és fejlődésének illsztrálásával a későmiocén során (11-10 Ma), a posztrift szakasz kezdete (Horváth, 2007) a jelmagyarázat megegyezik a 4. ábráéval
A posztrift fázis kezdetét a szarmata-pannóniai határra tették (Royden és Horváth 1988; Dombrádi, 2012). A szarmata végén egy inverziós esemény datálható, ami Horváth (1995) szerint kb. 12-9 millió éves esemény. Ekkorra a szubdukálható litoszféra teljesen felemésztődött és az ALCAPA, majd a Tisza-Dácia blokkok ütközhettek a kelet-európai előtérrel (5. ábra). Ezt a posztszarmata inverziót követte a késő-miocén posztrift süllyedés. Ebben a fejlődési szakaszban az üledékképződés rátája meghaladta a süllyedést, így a medence teljes mértékben feltöltődött. Ennek rétegsorát és képződményeit a fejezet későbbi szakaszában részletezem. 10
A miocén végén folyamatosan változik az extenziós feszültségtér és ezzel elkezdődik a neotektonikai fázis a medencében. Az irányváltozás az adriai mikrolemez északi irányú mozgásának és az óramutató járásával ellentétes forgásának eredménye (Bada et al., 1999). A transzpressziós-kompressziós feszültségmező fokozatosan fejlődött ki az Alpoktól és a medence széleitől a belseje felé. Az inverzió kezdete a Pannon-tó feltöltődésével datálható. Uhrin et al. (2009) eredményei alapján a medence DNy-i részében 7,5-8 millió éve kezdődhetett meg a gyűrődés. Ez a főleg kompressziós feszültségtér még mind a mai napig jellemző a medencére, ami néhol süllyedést néhol pedig kiemelkedést okoz (Bada et al., 2007). A vizsgálatom tárgyát képező terület a Pannon-medence déli peremén található az ÉNy-DK csapású Dráva-medencén belül. A délkeleti Pannon-medence kialakulása az Adriai-lemez és a Déli-Alpok (Dinaridák) konvergenciájához kötött, ami folyamán az Adriai-lemez
alábukott.
A
folyamat
nagymértékű
rövidülést
és
áttolódásos
szerkezeteket hozott létre a Déli-Alpokban és a Dinaridákban (4. ábra). Az délkeleti Pannon-medence kinyílása az oligocén – kora-miocén során induló extenzióhoz köthető, ami a kontinentális riftesedéshez kapcsolódó litoszféra kivékonyodásnak köszönhető. Ezen időszak alatt oligocén korú jobbos eltolódások reaktiválódtak (Prelogovic et al., 1998; Pavelic 2001). A riftesedéshez a jobbos eltolódásokon kívül blokk rotáció és mély törések kialakulása is köthető, melyet szinszediment andezites vulkanizmus kísért egészen a késő-miocénig (Jamicic, 1995; Pamic et al., 1998). Az extenzió fő szakasza a kora (ottnangi) – középső-miocénre (bádeni) tehető, ahol a blokkok északkelet felé mozogtak a kialakuló vetők mentén és a regionális feszültség iránya É-D-re váltott. Ezek az események vezettek a területen található extenziós medencék, mint a Dráva medence kinyílásához a kora-miocén – szarmata során (Prelogovic et al., 1998; Lucic et al., 2001; Tari, 2002; Schmid et al., 2008; Mandic et al., 2012). A medence kinyílása után a termális süllyedés tovább folytatódott az asztenoszféra benyomulását követően kivékonyodó litoszféra izosztáziája miatt (Stegena, Géczy és Horváth, 1975). A terület nagy része éhező medencévé vált a szarmata során (Lucic et al., 2001). Mindeközben a medencék déli peremvetői normálvetőkként működtek a medencék mélyülését növelve (Jamicic, 1995).
11
6. ábra A területen előforduló neotektonikai elemek Mandic et al. (2012) után, a zöld területeken alsó – középső-miocén tavi üledékek fordulnak elő, a rózsaszín ellipszis jelzi a vizsgálati területet, DF-Dráva-vető, SF-Száva-vető, SZB-Szlovéniai-Zagorje-medence, PFPeriadriai-vonal, LF-Lavantáli-vető, LjF-Ljutomer-vető, CF-Celje-vető, DoF-Donat-vető, SFSostanj-vető, BF-Balaton-vonal, NF-Nagykanizsa-vonal
A területen a pliocén során új deformációs fázis kezdődött, ami azóta is tart, ez a fázis a neotektonikai fejlődéstörténet. A szerkezeti fejlődést árkos normálvetők (wrench faulting) és jobbos oldalelmozdulások dominálják (6. ábra), amikhez jobbos transzpresszió kapcsolódik a vetőzónák mentén. A regionális feszültségtér ÉÉK-DDNy összenyomással jellemezhető. A legfontosabb ilyen eltolódási zóna a Periadriai-vonal és annak lehetséges folytatása a területtől délre található Dráva-vető (6. ábra). A vetők közötti térrészekben transzpresszió a jellemző, és a maximális elmozdulás a vizsgálathoz közel eső részeken 10 km (Prelogovic et al., 1998; Bada et al., 1999, Mandic et al., 2012).
12
7. ábra Sematikus szelvény fúrások és szeizmika alapján a területen keresztül (Horváth és Gyuricza, 2012 alapján)
A déli Pannon-medence üledékkitöltése neogén és kvarter korú, vastagsága akár a 7 km-t is elérheti. Az üledékes kitöltés egy rövid szárazföldi periódussal kezdődik, majd tengeri üledékek következnek, végül pedig újra folyóvízi és terresztrikus kitöltés figyelhető meg (7. ábra). Saftic et al. (2003) szerint a medencék üledékes kitöltését három megaciklusra lehet osztani, melyek másodrendű ciklusok során rakódtak le, és jól reprezentálják a szerkezeti fejlődéstörténetet is. A megaciklusok nagymértékű unkonformitások által határoltak (8. ábra). A szinrift-posztrift határt a késő-bádeni üledékek alján húzódó unkonformitás reprezentálja. Az első megaciklus kora- és 13
középső-miocén szinrift és korai posztrift üledékekből áll, melyek főleg terresztrikus sziliciklasztok és ezeket fedő sekély és mélyvízi márgák, agyagok (Kozárdi Márga Formáció, Szilágyi Agyagmárga Formáció, Tekeresi Slír Fromáció) és mészkövek (Rákosi Mészkő Formáció) (7. és 8. ábra). A ciklus végét finomszemcsés brakkvízi képződmények reprezentálják, amik éhező medencében rakódtak le. A vizsgálati területen a szarmata korú üledékek jelenléte csak néhány fúrásban igazolható (Kálmáncsa-1,-2 és Jánosmajor-2) a szénhidrogénföldtani jelentések alapján (Márton et al., 2011; Velledits et al., 2013).
8. ábra A terület neogén és kvarter üledékei illetve a szénhidrogén rendszer elemei (Saftic et al., 2003 alapján)
14
A második megaciklus a késő-miocént foglalja magában, amikor termális süllyedés jellemezte a Pannon-medencét. Az üledékes kitöltés litorális mészkővel és hemipelágikus márgákkal (Endrődi Márga Formáció) kezdődik, a mélymedencékben turbidittestek és csatornák figyelhetőek meg (Szolnoki Formáció). Ezt fedik az agyagos selflejtő (Algyői Formáció), a homokos deltafront (Újfalui Formáció) és a parti síkság (Zagyvai Formáció) üledékei (8. ábra). A Dráva-medence északi részén ezek az üledékek egészen feltöltötték a Pannon-tavat, így itt fluviális környezet volt jellemző a ciklus vége felé (Saftic et al., 2013). A második megaciklus képződményeinek mindegyike megfigyelhető a vizsgálati területen (7. ábra). A
harmadik
megaciklus
a
pliocén
és
kvarter
folyamán
keletkezett
képződményeket foglalja magában. A medence inverziója a mélyebb részeken nagymértékű süllyedést, míg a magasabb topográfiai területeken kiemelkedést és eróziót okozott. Ekkora már csak a medence déli részein volt vízzel fedett terület, ahol folyóvízi üledékek rakódtak le (7. ábra) (Saftic et al., 2013).
2.2. Szénhidrogénföldtani áttekintés 2.2.1. A szénhidrogén rendszer elemei Baric et al. (1998) szerint a Dráva-medence nyugati részén a kora-miocéntől a bádeni-ig rakódtak le agyagos, karbonátos és márgás anyakőzetek, amiből a vizsgálati területen többnyire csak a bádeniek jelennek meg (8. ábra). Ezek az anyakőzetek ma kb. 3000 m mélyen vannak (7. ábra). Ezen kívül előfordulnak pannóniai korú (8. ábra) és mezozoos pélitek, melyeknek anyakőzet minőségük alacsonyabb. A szerves anyag eredete többnyire terrigén, így a kerogének III. típusúak. Egyes szénhidrogénipari zárójelentésekben a bádeni anyakőzeteket II. típusú kerogénnel is jellemzik (Horváth et al., 2000; Horváth, 2011), ezt támasztja alá Lucic et al. (2001) is. Az olajablak 20002800 m körül kezdődik a területen, míg a gázkondenzátum ablak mélysége kb. 31503800 m. A képződmények TOC értékei 0,45-1,8 %-ig váltakoznak, a hidrogén indexek pedig 147 és 553 mgHC/gTOC közöttiek. Ezen értékek közül általában a mélyebb helyzetű anyakőzetek jellemezhetők a nagyobb számokkal. A pannóniai anyakőzetek jelenleg az olajablak zónájában lehetnek, a bádeni kőzetek kb. 6 millió évtől kedve, míg a mélyebben elhelyezkedő kora- és középső-miocén korú anyakőzetek 10,2 és 5,9 Ma év között lehettek az olajképződés zónájában. Az utóbb említett rétegek jelenleg túlnyomásos zónában találhatóak a pannóniai üledékek alatt. Az éréstörténeti 15
modellezések alapján a terület nagy részén a gáz és gázkondenzátum telepek anyakőzete nagyon érettek vagy túlérettek (Baric et al., 1998). A
migrációs
valószínűsíthető,
a
Horvátországban
útvonalak
fő
rezervoár
rétegek
található
trendje
északnyugatról
anizotrópiája,
a
kelet-délkelet
nyomásértékek
Molve-Kalinovac-StariGradac
felé és
a
felhalmozódások
szénhidrogén eloszlása alapján (Baric et al., 1998). Habár a Görgeteg-Babócsa kutatási terület zárójelentésében D-DNy-i irányból érkező szénhidrogéneket feltételeztek, hiszen az ÉNy-DK csapású aljzati hát északi oldalán nincsenek telepek (Tormássy et al., 1975). Saftic et al. (2003) szerint a migráció főként a kiterjedt unkonformitások és vetőzónák mentén zajlott. Sokszor az is előfordul, hogy a keletkezett szénhidrogén helyben csapdázódik, vagy csak elsődleges migrációban vesz részt, tehát nem jut el sekélyebb mélységű tárolókig. Ilyen telepeket képviselnek egyes helyeken a bádeni korú üledékekben található felhalmozódások (Tormássy et al., 1975; Dank, 1988; Saftic et al., 2003). Baric et al. (1998) szerint a migráció főleg horizontális lehetett a felsőbb telepek esetében, ahol a szerzők a pannóniai péliteket veszik anyakőzetnek. A bádeni korú anyakőzetekből a keletkezett szénhidrogén egy része lefelé migrálhatott, majd horizontális mozgás után jutott el az aljzat mállott zónáiba, ahol felhalmozódott. A Dráva-medencében több szintben azonosítottak rezervoár rétegeket. Legalsó szint az aljzat mállott zónája, felette következnek a bádeni durvatörmelékes rétegek és lithothamniumos mészkő, ezek többnyire másodlagos porozitással rendelkeznek. A felsőbb
rétegekben
a
pannóniai
homokkövek
több
szintben
is
jó
rezervoártulajdonságokkal bírnak. A legtöbb tárolókőzet az első és második megaciklusban található (8. ábra). A pannóniaiban található rezervoárok lehetnek turbidittestek, homoklencsék, csuszamlások, delta előtéri torkolati zátonyok és deltasíksági csatornák. (Saftic et al., 2003). A pannóniai homoktestek permeabilitása általában csak a felsőbb rétegekben éri el a 100 mD-t (Tormássy et al., 1975). A terület szénhidrogén felhalmozódásaival sokszor azonosítható nagy mennyiségű CO2 és H2S. Ezek jelenléte a rezervoár kőzetek ásványtani összetételével magyarázható, valamint a CO2 az érés közben is termelődik (Baric et al., 1998). A vetők és unkonformitások mentén migráló szénhidrogének az aljzati kiemelkedéseken és azok felett kialakult antiklinálisokban halmozódnak fel. Ezen kívül a területen megjelennek sztratigráfiai csapdákhoz kötött telepek is, főleg a pannóniai homokos üledékekben. Az aljzatban és a bádeniben található helyben felhalmozódott 16
sztratigráfiai csapdákat nehéz megtalálni, így ebből kevés van a területen. Előfordulnak még sztratigráfiai és szerkezeti csapdák együttesen is, ahol a felhalmozódást vető zárja le (Tormássy et al., 1975; Saftic et al., 2003). A felhalmozódások létrejöttéhez megfelelő zárókőzetre is szükség van. Ezt a területen a mélyebb rezervoárok esetében a kora- és középső-miocén korú agyagos és márgás képződmények jelentik, melyek egyben anyakőzetek is lehetnek. A felsőbb pannóniai
homoktestek
esetében
nem
beszélhetünk
összefüggő
regionális
záróképződményről, itt a deltalebenyek és csatornák közötti agyagos képződmények említhetőek (8. ábra). Sokszor előfordul, hogy a csatornakitöltések homoktesteit és a selflejtőn kialakult rezervoárokat nem fedi megfelelő minőségű záró, így azok nem tartalmaznak szénhidrogén telepeket (Saftic et al., 2003). 2.2.2. A területen és környezetében található szénhidrogén telepek Az általam vizsgált terület a Dráva-medencén belül a Vízvár-Babócsai magas rögvonulathoz kapcsolódik. A vizsgálati területhez közel eső szénhidrogénkutatási területeket a 9. ábrán láthatjuk. A kutatási területhez szorosan kapcsolódó mezők a következők: Görgeteg-Babócsa-Kelet, Szulok, Darány, Istvándi (10. ábra). Ezeken kívül számos szénhidrogén telep található a Dráva-medencében, melyek a 10. ábrán láthatók. A Dráva-medence területére a magyar kincstár 1915-ben terjesztette ki a kutatási tevékenységet és Bányaváron tárták fel az első olajmezőt. 1933-ban megindult az EUROGASCO kutatása, aminek eredményeként 1935-ben megkezdték Görgetegen a mélyfúrási
tevékenységeket,
majd
1936-ban
Inkén
folytatták
a
kutatást.
Tudománytörténeti érdekesség, hogy a Magyarország területén készített első karotázsmérés a Görgeteg-1-es fúrásban történt. A mérést a Schlumberger vállalat kivitelezte 1935. december 21-én. Ezekről az eseményekről Barabás Kálmán jelentése számol be. Ezen kutatásokat több éves szünet követte a Zalai-medencében elért sikeres eredmények miatt. A medence északi részeinek nagyobb mértékű feltérképezése kőolajföldtani szempontból az 1960-as években indult meg. A következőkben röviden összefoglalom a vizsgálati területhez legközelebb eső kutatási területek olajipari eredményeit (Kőrössy, 1989).
17
9. ábra A korábbi szénhidrogén kutatási területek elhelyezkedése Horváth és Gyuricza (2012) alapján, a piros keret jelzi a Dráva (leendő) koncessziós területet, a sárga színű háttér pedig a szénhidrogén kutatási területeket (Pétervására név alatt említik a Péterhida területet)
Időrendben az első mező a görgetegi, itt Eötvös-ingás és graviméteres mérésekkel sikerült kimutatni a pozitív anomáliát okozó aljzati kiemelkedést, az anomália kelet felé fokozatosan csökken. A területen szeizmikus méréseket is végeztek, először 1936-ban, ami a rétegek DNy-i dőlését mutatta ki. Ezen kívül felszíni geológiai térképezés és mágneses mérések is történtek. 1944-ig három kutat mélyítettek le az aljzati magaslat felett, melyek mindegyikében mutatkoztak szénhidrogén nyomok, de telepet nem találtak. A pannóniai rétegekben gáznyomokat, míg a bádeniben olajnyomokat észleltek a rétegvizsgálatok során (Kőrössy, 1989). A Görgeteg-Babócsa területen a kutatás folyamatosan zajlott az 1950-es évek óta. Az első fúrást, GB-1, 1954 februárjában mélyítették, ami az alsóbb helyzetű pannóniai rétegekben bíztató kőolaj- és földgáznyomokat talált. A GB-2 jelű fúrás ipari értékű földgázt és párlatot adott. A területen 29 db GB és 7 db GB-Felső jelű fúrást mélyítettek le, melyekből 16 db gáztermelő és 2 db olajtermelő kútként üzemelt (10. ábra). A területen egy kőolajmezőt azonosítottak a fiatalabb pannóniai rétegekben, míg a maradék egy kőolajtelep és 13 db földgáztelep az idősebb pannóniai rétegekhez kapcsolódik. A csapdák többnyire szerkezetekhez kötöttek vagy lencsés kifejlődésű 18
homoktestek. A legjobb tárolók porozitása 100 mD. Az aljzati boltozat északi szárnyán nincsenek telepek (Tormássy et al., 1975; Kőrössy, 1989). A Szulok kutatóterületen a geofizikai mérések a Görgeteg-Babócsa terület kutatásával egy időben zajlott. Négy kutatófúrást mélyítettek, melyek az aljzati rögvonulathoz kapcsolódva helyi kőolaj felgyülemlést találtak (Szu-1 kút) az idős pannóniai
rétegekben,
ezen
kívül
a
bádeni
rétegek
mutattak
vizes-gázos
kőolajnyomokat (10. ábra) (Kőrössy, 1989). A Görgeteg-Babócsa-Kelet terület a már korábban említett Görgeteg-Babócsa rögvonulat folytatása kelet felé. A területen a geofizikai kutatások 1958-ban mutatták ki az aljzati kiemelkedést. A kutatóterületen 1960-65-ben 9 db felderítő kutatófúrást mélyítettek. A fúrások eredményeképp két kisebb földgáztelepet fedeztek fel (10. ábra), melyből az alsóbb helyzetű az idősebb pannóniai rétegek egy homoktestében található. Ezt a telepet a GBK-2 jelzésű fúrás 2218-2221 m között harántolta. A magasabb helyzetben lévő tárolót a GBK-1, -2, -4, -7, -8, -9 jelzésű kutak találták kvarchomokkőben (Tormássy et al., 1975; Kőrössy, 1989). A komlósdi kutatóterületen a geofizikai méréseket az előzőekben említett Görgeteg-Babócsa területtel együtt végezték el. A Komlósd-1 jelzésű fúrást 1966-ban mélyítették le. Kőrössy (1989) arról számol be, hogy a lemélyített fúrás nem talált biztató szénhidrogén nyomokat, de a kőolajföldtani elképzelés alapján valószínűsíthető, hogy a területen lehet csapdaszerkezet és a migráció is megtörténhetett, de a telepet nem találták meg. A komlósdi területen a MOL napjainkig kutatási és termelési tevékenységet végez (9. ábra). A 76. számú Komlósdi terület kutatási zárójelentése (Horváth et al., 2000) a következőkről számol be: A területen biogén és termogén gázelőfordulásokat is találtak, sőt a kettő keveréke is előfordult. A tárolók a prekambriumi csillámpalák, gneiszek felső mállott zónái illetve az alsó-triász dolomitok. Ezen kívül a medencekitöltő üledékek alsó szakaszában tárolók a középsőmiocén durvatörmelékes képződmények és a pannóniai idősebb homokkövek. A telepek főleg tektonikusan árnyékolt szerkezeti és sztratigráfiai csapdákban találhatóak (Horváth et al., 2000).
19
10. ábra A terület szénhidrogén előfordulása az IHS Inc. adatbázisa alapján, a fekete sokszög jelzi a 3D szeizmika körvonalát
A Darány kutatóterületen szintén végeztek geofizikai kutatási tevékenységeket az 1935-ös évtől kezdve. A kutatófúrásokat 1975-80 között mélyítették, 5 db Dar jelzésű, 1 db Dar-K és 2 db Dar-Ny jelzésű kutat fúrtak. Ezekből a Dar-1 fúrásban az idősebb pannóniai rétegekben egy földgáz (1996-2004 m) és két kis olajtelepet (1582-1589 m és 1546-1568,5 m) azonosítottak. Az alsóbb helyzetű olajtelepből napi 6 m3 kőolaj volt termelhető. A Dar-2, -3, -4 fúrás a bádeni rétegekben talált olaj- és gáznyomokat. A Dar-Ny jelzésű kutak szintén mutattak olaj- és gáznyomokat a pannóniai üledékek alsó szakaszában (Kőrössy, 1989). Barcs kutatóterületen az első geofizikai méréseket szintén 1935-ben végezték, majd 1977-1987-ig szeizmikus méréseket végeztek. 1979-83 között öt fúrás mélyült a Barcs-Ny kutatóterületen, és a kedvező eredményeknek köszönhetően az országhatár másik oldalán (Horvátország) is több kutatófúrást végeztek (10. ábra). Az aljzati lapos felboltozódás mállott zónájában és a felette lévő bádeni üledékekben kis gázkondenzátum telepet azonosítottak (Kőrössy, 1989). 1987-ig összesen 9 kutat fúrtak, amiből 5 meddő lett. A telepek szerkezeti csapdákhoz kötött halmaztelepek az aljzatban és a felett elhelyezkedő durvatörmelékes miocén összletben (Tormássy és Paulik, 1987). A Barcs kutatási területen 1999-től a Magyar Horizont Energia Kft. végzett kutatási tevékenységet. A tevékenység során 3D szeizmikus mérések történetek (260 km2) és 7 db kutatófúrás lett lemélyítve, melyből 4 db sikeresnek minősült. A fúrások összesen öt 20
tárolót
fedeztek
fel,
ebből
három
idős
pannóniai
(alsó-pannónaiai)
korú
rétegcsoportokhoz, egy bádeni karbonátos platformhoz és egy paleozoos korú összlethez kötött. A kutatási területen azonosított mezők Istvándi és Darány néven azonosíthatóak (9. és 10. ábra) (Márton et al., 2011). A MOL Nyrt. 2011-es zárójelentés a 212. számú Péterhida területen végzett szénhidrogénkutatási tevékenységről dokumentuma számol be a Babócsa I., II., III., Komlósd, Somogytarnóca I. és Barcs I. számú bányatelkek kutatási tevékenységéről. A kutatási tevékenység során csak egy kút került lemélyítésre Péterhida-1 jelzéssel, 20002001 között. Az előzőekben felsorolt telepektől eltérő felhalmozódást nem azonosítottak (Horváth, 2011). A területen jelenleg nem folyik aktív kutatás, a Magyar Bányászati és Földtani Hivatal felosztása szerint két új koncessziós területet terveznek itt: Dráva (9. ábra) és Mecsek-Nyugat (Sellye és Lakócsa). Ezen területekről készült komplex érzékenységi és terhelhetőségi vizsgálati jelentések összefoglalják a terület földtani, vízföldtani, tektonikai jellemzőit és megkutatottságának mértékét (Dráva – Horváth és Gyuricza, 2012; Mecsek-Nyugat – Kovács és Gyuricza, 2014).
21
3. Felhasználta adatok és módszerek Diplomamunkám írása során a Magyar Horizont Energia Kft. és a MOL Magyar Olaj és Gázipari Nyrt. biztosított számomra egy 262 km2 3D szeizmikus adattömböt, 4 db 2D szeizmikus szelvényt, számos fúrás koordinátáit, rétegsorát és néhány esetben karotázsgörbéit is (11. ábra). A 3D adattömböt a Magyar Horizont Energia Kft. mérte 2008-ban. A szeizmikus mérést a GES Geofizikai Szolgáltató Kft. végezte 13 000 geofon ponttal és 13 000 vibrátor ponttal (Márton et al., 2011).
11. ábra A felhasznált szeizmikus adatok és fúrások, a kék sokszög jelzi a 3D szeizmikus adattömb helyét, a fekete vonalak pedig a 2D szeizmikus vonalakat
Azon fúrások rétegsorát, melyeknek csak a koordinátája volt elérhető számomra, a Magyar Bányászati és Földtani Hivatal Adattárában kerestem ki. Szintén az adattárban sikerült hozzájutnom számos – a területtel átfedő vagy annak környezetében elhelyezkedő – kutatási terület zárójelentéséhez is (Görgeteg-Babócsa, OKGT – Tormássy et al., 1975; Barcs Nyugat, OKGT – Tormássy és Paulik, 1987; Komlósd, MOL Nyrt. – Horváth et al., 2000; Péterhida, MOL Nyrt. – Horváth, 2011; Barcs, Magyar Horizont Energia Kft. – Márton et al., 2011). 22
A 3D szeizmikus adattömbre többféle attribútum-tömböt készítettem a Petrel nevű szeizmikus értelmező programmal. Az attribútum Sheriff (1991) szerint szeizmikus adatokból származó mérés, melyet arra használhatunk, hogy kiemeljünk egy adott tulajdonságot. A kiemelés többnyire vizuális vagy számszerű megjelenítést eredményez. Egy jó szeizmikus attribútum vagy közvetlenül érzékeny egy adott geológiai paraméterre, rezervoár tulajdonságra, vagy segít megállapítani a szerkezeti, lerakódási környezetet, amivel elősegíti a kőzet egyes tulajdonságainak meghatározását. Az első attribútumokat az 1970-es években használták, a módszer mára már elterjedt módja lett a tárolókőzetek litológiai és petrofizikai tulajdonságainak előrejelzésében. Az attribútum-tömbök elkészítése során a tulajdonságok kiemelésével geológiai és sztratigráfiai vonásokat jelenítünk meg, melyek hasznosak lehetnek az értelmezés során. Ezek az adattömbök többnyire csak megerősítésként szolgálnak az eredeti amplitúdó tömb értelmezése mellett, illetve számszerűsítik a már észlelt paramétereket (Chopra és Marfurt, 2007). A munkám során elkészült a StructuralSmooth, annak felhasználásával a Chaos, és annak felhasználásával pedig az Anttrack nevű attribútum-tömb. Az első lépés eredménye a StructuralSmooth tömb, mely a reflexiók folytonosságát növeli és futtatása után a horizontális elemek jobban láthatóak lesznek a szeizmikus képen. Ilyen horizontális elem lehet a fluidumok érintkezésének felszíne. A második lépés eredménye a Chaos tömb, mely a rendezettség hiányát méri a dőlés és irányszög mentén. Az adattömb kiemeli a vetőket és diszkontinuitásokat. A folyamat végeredményeként kapjuk meg az Anttrack attribútumot, mely nagymértékben segíti a szerkezeti értelmezést, hiszen nagy felbontásban és élességgel ábrázolja a vetőzónákat (12. ábra). A módszer azon alapul, hogy a már elkészült Chaos tömbön, ami kiemeli a diszkontinuitásokat, az elektronikus „hangyák” követik azok erősségét és orientációját. Az említett attribútumokon kívül készítettem még egy Variance adattömböt, amely a szeizmikus jelek helyi változékonyságát érzékeli, és így a horizontokban keletkezett amplitúdó diszkontinuitások megjelenítésére alkalmas, a Chaoshoz hasonlóan. Főleg sztratigráfiai értelmezéshez használják, mert az üledékképződési környezeteket lehet szépen kimutatni vele, mint a zátonyokat, csatornákat és kiékelődéseket (Chopra és Marfurt, 2007; Schlumberger – Petrel 2011).
23
24
megjelenése, A – eredeti, B – StructuralSmooth, C – Chaos, D – Anttrack
12. ábra A szeizmikus adattömb anttrack attribútum elkészítésnek menete és a köztes lépésekkel kapott attribútumok
A 3D és 2D szeizmikus adatok földtani értelmezéséhez az IHS Kingdom 8.8 szoftvert használtam. A szelvényeken elsődlegesen az aljzatot és a vetőket értelmeztem, valamint a fő unkonformitási felszíneket. Ezután a munka menetével együtt haladva a további szükséges horizontokat is kitérképeztem. Az aljzati vetők esetében, melyek nagymértékű elvetéssel jellemezhetőek, vetőpoligonokat alkalmaztam. A rétegtani szintek azonosításában segítségemre voltak a kútkönyvek adatai és a karotázsgörbék. Ezen adatok alapján formáció tetőket vittem be a programba, mely a kutak mentén adja meg, hogy milyen mélységben található az adott formáció.
13. ábra A dolgozatban megjelenő szelvények nyomvonala és az azokat megjelenítő ábrák száma
A dolgozatban megjelenő szelvények a szerkezeti elemekre merőlegesek. Mivel az aljzatban megjelenő szerkezeti elemek csapása általában ÉNy-DK-i, így ezek esetében többnyire DNy-ÉK csapású szelvényeket használtam a bemutatás során. A fiatalabb üledékekben található szerkezeti elemek lefutása általában É-D-i vagy ÉÉNyDDK-i, így ezekben az esetekben többnyire Ny-K, illetve KÉK-NyDNy csapású szelvényeket használtam (13. ábra). A munka során készült egy az egész területet bemutató szelvény is melynek nyomvonala szintén a 13. ábrán látható (rózsaszínnel 25
jelölt 15 és 45 címmel). Ebben az esetben a szelvény csapása többször változik, hogy minden szerkezeti elemet megfelelően be lehessen mutatni. Ez a szelvény nem csak a 3D adattömbön halad át, de a B jelzésű 2D szelvényt is magába foglalja (13. ábra). A szelvényeken kívül többször használtam a szerkezeti elemek működésének korbeli lehatárolására a szelvények értelmezett horizontokra való kiegyenesítését. Dolgozatomban többször mutatok be időszeleteket (timeslice), melyek a 3D szeizmikus tömb sík horizontális elmetszései. Ilyen szelvényeket mind a normál amplitúdó, mind pedig a már említett attribútum-tömbökre készítettem. Előfordul olyan időszelet is, melyet a szeizmikus adattömb egy horizontra való kiegyenesítése után hoztam létre. Ez azért hasznos, hogy az időszelet ténylegesen az egy időben lerakódott rétegeket mutassa az egyes területeken az aljzati topográfia hatásától mentesen.
26
4. Szeizmikus értelmezés 4.1. Aljzati megfigyelések
14. ábra A terület prekainozoos aljzattérképe és az értelmezett földtani szelvény nyomvonala (Haas et al., 2010 alapján), a térkép jelmagyarázata az 3. ábrán a 2.1.1. fejezetben található
A szeizmikus szelvények kiértékelését az aljzat értelmezésével kezdtem. Ide tartozik a vetők lefutásának követése és kinematikájának meghatározása, valamint a medence kristályos aljzatának felszíni kitérképezése. Ezen kívül a szakirodalom és a szeizmikus fácies alapján megpróbáltam elkülöníteni a különböző prekainozoos egységeket. Munkám során Haas et al. (2010) Magyarország prekainozoos földtani térképét vettem alapul, amelynek alapján a területen főleg variszkuszi metamorfitok és felsőkarbon molasz összlet fordul elő (14. ábra). Ennek a két képződménynek a határa nagyon jól követhető a szeizmikus adattömbön, hiszen a késő-karbon molasz összlet könnyen azonosítható a jó rétegzettsége miatt (15. ábra) (Márton et al., 2011). Az aljzati reflexiók a kristályos kőzetek esetében nehezen követhetőek, hiszen azok homogén mivolta miatt az akusztikus impedancia kontraszt kicsi. A terület déli részén Haas et al. (2010) mezozoos metamorf képződményeket és karbonátokat azonosított. Ezen képződmények elkülönítése már nem olyan egyszerű, mint a molasz esetében. Reflexiós képük a variszkuszi metamorfitokhoz hasonlóan szinte reflexiómentes. Az egységeket csak a határoló vetők követése alapján lehet elkülöníteni (15. ábra). 27
15. ábra Egy a területen áthaladó szelvény és szeizmikus értelmezésének eredménye a megjelenő képződményekkel és szerkezeti elemekkel, a szelvény nyomvonal az 14. ábrán található
28
Az alzati tetőzóna mind a kristályos és a karbonátos, mind pedig a molasz esetében jól követhető amplitúdó anomáliát produkál (15. ábra). A 16. ábrán az aljzat mélység térképét láthatjuk. Jól szembetűnik, hogy egymás mellett nagyon különböző mélységben helyezkedik el a horizont. A Görgeteg-Babócsa feltolódás ÉNy-DK csapása jól reprezentált a térképen a sűrű kontúrvonalak által. A terület északi részén a molasz összlethez kapcsolódó feltolódások hasonló csapásiránya is kivehető, azonban ezek már enyhébb kontúrsűrűséggel jellemezhetőek, mivel a kapcsolódó aljazati térszín jóval kiegyenlítettebb (16. ábra – A).
16. ábra A kitérképezett aljzat tetőnek a kontúros mélységtérképe (A) és a megjelenő aljzati magaslatok elhelyezkedése (B)
29
Az aljzat mélységtérképének nyugati részén jelenik meg a Görgeteg-Babócsa aljzati rög keleti elvégződése és ettől délkeletre egy újabb, habár az előzőnél kisebb mértékű hát figyelhető meg. Ezen a laposabb kiemelkedésen találhatók a GörgetegBabócsa-Kelet jelzésű fúrások és szénhidrogén telepek. Délkelet felé tovább haladva találhatjuk a Darányi-hátat. Ezen vonulattól északra egy süllyedék található, mely északnyugaton a legmélyebb helyzetű. A terület északkeleti része felé a süllyedéktől távolodva fokozatos sekélyedése figyelhető meg az aljzatnak, ez a Kálmáncsai-magaslat (16. ábra – B). Ezen a területen találhatók az Istvándi szénhidrogén telepek. Az aljzat délnyugat felé fokozatosan mélyül a Dráva-medence horvát oldalon található legmélyebb része felé. A területen követhető tektonikai határok csapása ÉNy-DK-i és rátolódásos kinematikával jellemezhetőek (15. ábra). Ezek a határok a triász képződményeket is érintik. A tektonikus kontaktusok esetében sokszor megfigyelhető a területen, hogy a szeizmikus mérések a vetők felületét is leképezték ezek az úgynevezett vetőreflexiók. Az ilyen jelenségek nagyban megkönnyíthetik a szeizmikus értelmezést. Mint már említettem a felső-karbon molasz összletet könnyű elkülöníteni a szeizmikus fáciese alapján. A reflexiók többnyire erősek és folytonosak, habár az aljzat tetejéhez közelítve a folytonosság és az erősség is gyengébben mutatkozik. Az összlet jól rétegzett és ezek a rétegek a feltolódásokra merőleges szelvényeken szinform geometriát mutatnak (15. ábra). Éppen a jól elkülöníthető szeizmikus fáciese miatt viszonylag könnyű kitérképezni az összletet határoló tektonikus vonalakat is. A molasz a terület nagyjából felén követhető, és mind a dél-délnyugati, mind az északkeleti oldalról feltolódásokkal határolt. A 17. ábrán jól látható hogy a variszkuszi metamorf kőzetekkel jelenlegi irányok szerint D-DK-i vergenciájú feltolódás mentén érintkezik. Ezzel ellentétes irányban szintén a variszkuszi képződményekkel érintkezik tektonikai kontaktus mentén. Magán a molasz összleten belül is megfigyelhető egy tektonikai határ, mely szintén rátolódásos kinematikával jellemezhető, és két részre választja a felső-karbon képződményt (17. ábra). A tektonikai kontaktus a terület nagy részén vetőreflexióként jelenik meg, így többnyire jól követhető.
30
17. ábra A késő-karbon molasz rátolódása a variszkuszi metamorfitokra DK-i vergenciával; a kék vonal az aljzat tetejét jelzi, a szelvény nyomvonala a 13. ábrán található
A déli részen található variszkuszi dolomitot és mezozoos korú egységeket sokkal nehezebb elkülöníteni egymástól és a variszkuszi metamorfitoktól. A határokat itt is feltolódások képviselik (15. ábra), melyek lefutása azonban egyes területeken nehezen követhető. Sokszor az sem egyértelmű, hogy a tektonikus kontaktus melyik irányba dől, néhol viszont szerencsésen vetőreflexiók formájában követhetjük az egységek határait. Az előbb felsorolt okok miatt ezeket a tektonikai kontaktusokat nem sikerült kitérképeznem a területen. A mezozoos képződmények szeizmikus megjelenése kis 31
erősségű, és nem folytonos reflexiókkal jellemezhető. A metamorf és karbonátos képződmények közötti térrészben megfigyelhető a reflexiók felboltozódása. Ez a geometriai jelenség nem követhető végig, csak azon részeken figyelhető meg, ahol a különböző megjelenésű mezozoos egységeket elhatároló vető is jól kirajzolódik. Haas et al. (2010) térképén látható egy permi riolit előfordulás a terület északi határán, 17-es számmal jelzett (14. ábra). A B jelzésű 2D vonal áthalad az említett vulkanit testen, de a szeizmikus reflexiók megjelenésében nem látható változás a környezetéhez képest (15. ábra). A permi riolitot a szeizmika alapján nem sikerült azonosítani a területen.
4.2. Medencekitöltő üledékekben megfigyelt jelenségek
18. ábra A középső-miocén tetejét jelző unkonformitás mélységtérképe
A medencét feltöltő üledékek vizsgálata alapvető része a dolgozatomnak. A célom megvalósításához
elengedhetetlen
ezen
képződmények
szerkezeti
és
részben
sztratigráfiai megfigyeléseinek összefoglalása. Amint azt a 2.2.1. fejezetben leírtam, a szénhidrogén rendszer elemei szinte egytől egyig a medence kitöltő üledékekben találhatóak. Munkám során kitérképeztem a fontosabb horizontokat és a deformációs jelenségeket. A medencekitöltő üledékek vastagsága a szeizmikus és karotázs adatok alapján körülbelül 3-4 km.
32
A medence kitöltése kárpáti és bádeni korú üledékekkel kezdődik, ezek többnyire állandó vastagságot mutatnak a terület nagy hányadán, de az északi részen kiékelődnek. A bádenire néhol szarmata üledékek rakódtak, melyek szeizmikus elkülönítése kis vastagságuk miatt nem lehetséges. A szarmata jelenléte csak egy-két kútból bizonyított mikropaleontológiai adatok alapján (Kálmáncsa-1, -2 és Jánosmajor-2) (Velledits et al., 2013). Munkám során kitérképeztem a pannóniai üledékek alját reprezentáló unkonformitást, melynek mélységtérképe a 18. ábrán látható. Ezen kívül követtem egy jól azonosítható horizontot a lejtő alatt és a lejtő felett is. Ezeket a horizontokat később a deformáció korának meghatározására használta. A lejtőben szintén kitérképeztem egy erős reflexiót, ami pedig a selfprogradáció irányának azonosításában segített. A területen nagyon jól követhető a pliocén unkonformitás is melynek kontúros mélység térképe az 19. ábrán látható. Ez a felület 5,3 millió éves (Saftic et al., 2013). A térképen megfigyelhető, hogy a felület az északkeleti régióban már nem térképezhető ki, hiszen kifut a felszínre.
19. ábra A pliocén-kvarter határt jelző unkonformitás mélységtérképe
Az 15. ábrán látható földtani szelvényen különböző színekkel vannak jelölve az eltérő üledékképződési környezeteket reprezentáló formációk. A formációk tetejének meghatározásában a szeizmikus képükön kívül segítségemre voltak a kútkönyvek és karotázsgörbék. A területen a felső-miocén üledékeket sziliciklasztos képződmények 33
reprezentálják, melyek egy tipikus feltöltődött medence rétegsorát képviselik. A rétegsor a következő, melyet már ismertettem a 2.1.2-es fejezetben: mélyvízi– selflejtő – deltasíkság – alluviális síkság üledékei.
20. ábra A selflejtő klinoform alakja; az értelmezett szelvényen a kék vonal az aljzat teteje, a rózsaszín vonal egy selflejtő refelxió, a fekete vonalak a vetőket reprezentálják, a nyomvonal a 13. ábrán
34
A
középső-miocén
képződmények
általában
kis
akusztikus
impedancia
kontraszttal jellemezhetőek. A reflexiók erőssége kicsi és nem folytonosak, habár néhány aljzat feletti mélyedésben megfigyelhető jól rétegzettségük. A felettük található felső-miocén márga szintén csak néhány helyen jól rétegzett. Reflexiói többnyire gyengék és kevéssé folytonosak. Ezzel ellentétben a Szolnoki Formáció jól reflektáló párhuzamos rétegekkel és a turbitidekre jellemző lebenyekkel jelenik meg. A rétegek általában folytonosak, de a megjelenő áthalmozott testek miatt többször figyelhető meg a reflexiók elvégződése (15. ábra). Az Algyői Formációt képviselő reflexiók klinoformokként jelennek meg, mely tipikus a selflejtő környezetre. A hajló rétegek miatt ez az egység jól elkülöníthető az alatta és felette található homokos képződményektől. A lejtő épülése is látható a klinoformok alakjából és rétegek dőléséből. A formációt reprezentáló reflexiók gyengék, de akadnak kierősödő reflexiócsomagok. Az erősebb rétegeket folytonossága nagy, míg a gyengébben reflektáló rétegeké kicsi (20. ábra). A lejtő felett található homokos képződmény szintén jól rétegzett erős, folytonos reflexiókkal írható le, melyek többnyire párhuzamosak. A feltöltődést jelző képződmények utolsó formációja már folyóvízi környezetet képvisel. A Zagyvai Formáció reflexiói kevésbé erőteljesek, de a párhuzamos rétegzettség itt is megfigyelhető. Az egységben folytonos és kevésbé folytonos reflexió csomagok váltakoznak, melyek erőssége is alterál. A pliocén unkonformitás felett található kvarter üledékek felfelé haladva a szeizmikus tömbben egyre kisebb erősségű reflexiókkal jellemezhetőek. Ez a szeizmikus felvétel sekély mélységben való kisebb felbontóképessége miatt lehet. A reflexiók folytonosságánál is ugyan ez a trend figyelhető meg, hogy a felszín felé haladva egyre kevésbé követhetőek az egyes reflexiók (15. ábra). A medence neogén és kvarter üledékeiben leginkább töréses deformációval lehet találkozni, melyek többnyire extenziósak. Ilyen normálvetőkből 80 db-ot sikerült korrelálnom a területen, és ezen kívül 11 db-ot azonosítottam a 2D vonalakon, melyeket nem tudtam korrelálni. A vetők nagy része lehatol az aljzatig, de tovább nem követhető. Néhány törés csak a selflejtőig térképezhető ki, és ott a pélites üledékekben lecsatolódnak. A vetők felfelé általában a selflejtőig vagy a pliocén-kvarter határig követhetőek. Sok esetben azonban előfordul, hogy akár a felszínig is felhatolnak a törések. Az ellentétes dőlésű normálvetők sokszor egymásba csatlakoznak, és virágszerkezeteket alkotnak (21. ábra). Ha közelebbről tekintjük meg a selflejtő 35
üledékek attribútum-tömbjeinek időszeletét észrevehető, hogy poliognális geometriával jellemezhető vonalas elemek, törések jelennek meg. Ezek a szerkezetek csak térképi nézetben fedezhetőek fel, szelvényben nem jelennek meg.
21. ábra A medencekitöltő üledékekben található vetők, a kék vonal a pliocén unkonformitást, a lila pedig az aljzat tetejét jelzi, a szelvény nyomvonala a 13. ábrán található
36
A vetők csapása általában É-D-i vagy ÉNy-DK-i. Elhelyezkedésük néhol egybevág az aljzatban követhető deformációkkal. A mélyebb szinteken nagyjából mindenhol találkozunk deformációs elemekkel. A felsőbb szintekben viszont a legtöbb normálvető a terület északkeleti részén található, ahol egymáshoz közel helyezkednek el, és egy meghatározott görbületet adnak ki térképi nézetben (22. ábra). A töréses elemek mind keletre, mind nyugatra dőlhetnek ezen a területen.
22. ábra A 3D szeizmikus tömb egy felsőbb szintjének térképi nézete anttrack attribútumként, ahol a fekete vonalak jelzik a normálvetőket a dőlésükkel
Az
elvetés
mértéke
többnyire
épp,
hogy
eléri
a
szeizmikus
kép
felbontóképességét. A területen követhető deformációk többsége kismértékű. Egyes vetőknél megfigyelhető, hogy az elvetés mértéke nem egyenletesen változik felfelé haladva, hanem egy kiemelt ponton átvált csökkenésbe. A medencekitöltő üledékekben nem csak töréses, hanem plasztikus deformáció is megfigyelhető néhány helyen. A gyűrődések sokszor egy irányú lejtést jelentenek, tehát monoklinális szerkezetek észlelhetők a területen. A deformáció a középső- és felsőmiocén rétegekben figyelhető meg egészen a selflejtő aljáig (23. ábra). 37
A monoklinálisokon kívül az aljzati kiemelkedések felett szintén gyűrődések láthatók, melyek antiformok. Ezek a deformációk főleg a terület északnyugati és északkeleti részén észlelhetőek. Mivel az aljzat kiemelkedéseihez köthetőek, így helyzetük egybe esik a 4.1. fejezetben említett hátakkal, melyek láthatóak az aljzat mélységtérképén is (16. ábra).
23. ábra Az aljzat felett megjelenő monoklinális deformációs jelenségek (kék ellipszisek); a lila vonal az aljzat tetejét képviseli, szelvénynyomvonal a 13. ábrán
38
5. Diszkusszió 5.1. Aljzat Munkám célja elsődlegesen nem az aljzat felépítésének és szerkezetének megértése volt, de úgy gondolom, hogy néhány alapvető észlelés és következtetés elengedhetetlen a medence egésznek értelmezéséhez. Már a tetőzóna mélységtérképén is látszódik (24. ábra), hogy több helyen nagyon különböző mélységben helyezkedik el az aljzatot reprezentáló reflexió egymáshoz nagyon közel. Ezek a helyek sűrű kontúrvonalakkal jellemezhetőek és egyértelműen mutatják a nagyobb elvetéseket. A szerkezeti elemek lefutása általában ÉNy-DK-i csapással írható le a területen, a fontosabbakat vetőpoligonokkal jelöltem az 24. ábrán.
24. ábra Az aljzat kontúrozott mélységtérképe melyen a fekete poligonok jelzik a főbb vetőket, a rózsaszín ellipszis pedig a Görgeteg-Babócsai-hát helyzetét
A töréses deformációk nagyon különböző korú és környezetű kőzeteket választanak el, ami a Haas et al. (2010) földtani térképén is látható (25. ábra). A vetők rátolódásos kinematikával jellemezhetőek és kialakulásuk mindenképp a mezozooikum során kellett, hogy megtörténjen, mivel ilyen korú képződményeket is érint a deformáció a terület dél-délnyugati részén. A feltolódások valószínűleg az Alp-Kárpáti orogén kréta korú kialakulásához köthetők (Haas et al., 2010). A tektonikai határok pontosabb időbeni besorolásával nem foglalkoztam, mivel az nem képzete a dolgozat célját. 39
25. ábra A terület prekainozoos földtani felépítése, valamint az értelmezett aljzati tektonikus kontaktusok lefutása és dőlése (világosszürke vonallal) (Haas et al., 2010 alapján), a térkép jelmagyarázata az 3. ábraleírásban található
A feltolódásokat kitérképeztem a 3D szeizmikus tömbön és a 2D szelvényekkel is megpróbáltam korrelálni a szerkezeti elemeket. A vetők lefutását (általában ÉNy-DK-i csapásúak) és dőlését ábrázoltam a Haas et al. (2010) által elkészített Magyarország prekainozoos földtani térképén (25. ábra). Az új, 3D szeizmikus adattömbön készült értelmezéssel sikerült pontosítani az aljzat eddig ismert tektonikai elemeinek lefutását. Jól látható a 25. ábrán, hogy az újonnan kitérképezett feltolódások csapásvonala némileg eltér a Haas és munkatársai által rajzolttól. A nyomvonalon kívül fontos információt rejt a feltolódások vergenciája is. A szeizmikus értelmezés során több eddig nem, vagy rosszul ismert vetődőlést sikerült megállapítani (25. ábra). A terület dél-délnyugati részén előfordulnak különböző mezozoos korú képződmények a Haas et al. (2010) trékép alapján, melyek kontaktusát nem tudtam kitérképezni. A szeizmikus adattömbön a tektonikai határ nem mindenhol észlelhető, hiszen az eltérő mezozoos képződmények szeizmikus megjelenése nagyon nehezen különíthető el egymástól. Ezen felül a vetők dőlése sem dönthető el megfelelően.
40
26. ábra Az aljzati feltolódások reaktivációjával kialakuló gyűrődések (kék ellipszisek) a medencekitöltő üledékben, melyek nagyjából a selflejtő aljáig követhetőek, az értelmezett szelvény jelmagyarázata az 15. ábrán, szelvénynyomvonal a 13. ábrán látható
Az aljzati feltolódások valószínűleg később is aktívak lehettek, mivel egyes helyeken a felettük található miocén rétegek meggyűrődtek. Ez a képlékeny deformáció nagyjából a selflejtő aljáig követhető (26. ábra), így a feltolódások reaktiválódása mindenképpen az Algyői Formáció lerakódása előtt kellett, hogy megtörténjen, kb. 1011 millió éve. Az ilyen típusú deformációk nagyon fontosak a szénhidrogének tárolása szempontjából, hiszen a monoklinális vagy antiklinális gyűrődéses geometriák kiváló 41
csapdákat alkothatnak. Az egykori Görgeteg-Babócsa szénhidrogén kutatási terület célpontjai ilyen képlékeny deformációval létrejött szerkezeti csapdák is voltak. A kutatási területen megjelenő legnagyobb antiformok a Görgeteg-Babócsa aljzati háthoz köthetőek, ezek térképi elhelyezkedését az 24. ábrán mutatom be. A késő-miocénben (mikor a selflejtőt képviselő képződmények lerakódtak) a terület aljzati blokkjai már összeforrtak és nagyjából a mai helyükön helyezkedtek el, így itt már a deformációt kialakító feszültségtérnél a valós, jelenlegi irányokkal számolhatunk. Az aljzati tektonikus elemek feltolódásként reaktiválódtak, mivel rövidüléses deformációt okoztak mind az aljzat tetőzónájában, mind pedig a felette elhelyezkedő üledékekben is. A vetők lefutása ÉNy-DK-i (25. ábra), tehát a reaktivációt létrehozó feszültségtérnek egy erre merőleges (ÉK-DNy), vagy attól kismértékben eltérő összenyomással jellemezhetőnek kell lennie (27. ábra). Ezt a deformációs fázist D1-nek neveztem el. Mivel az összenyomás irányához nem találtam más deformációt, ami beleilleszthető lenne a feszültségtérbe, így az egyszerűsített vetőmintázatot mutató ábrán csak ezt jelöltem. A megrajzolt vonalak csak a térképi vetület alapján szerkesztett csapásvonalak, hiszen terepi mérési adatok nem álltak rendelkezésemre. Emiatt a vetőket és feszültségtereket egyszerűsített vetőmintával ábrázolom, nem pedig sztereogramon. A medence fejlődéstörténetében ez lehetett az első deformációs fázis a prekainozoos blokkok egymás mellé kerülése óta.
27. ábra A reaktiválódott aljzati feltolódások egyszerűsített vetőmintázata és a deformációhoz rendelhető feszültségtér összenyomásos komponense (D1)
42
5.2. Medencekitöltő üledékek jelenségeinek értelmezése A medencét kitöltő neogén és kvarter üledékekben mind töréses, mind képlékeny deformáció megfigyelhető. Az előző részben (5.1-es fejezet) már írtam a képlékeny deformációról, hiszen az a medence aljzatában megjelenő vetők reaktivációjához köthető. Ebben a fejezetben már csak a töréses deformációról kialakult értelmezésemet mutatom be. 5.2.1. Késő-miocén deformáció
28. ábra A selflejtő alatt vagy lejtőben elvégződő vetők (barna színnel) megjelenése egy szeizmikus szelvényen, kékkel az aljzat tetőzónáját rózsaszínnel pedig a lejtő alját jelöltem, szelvénynyomvonal a 13. ábrán
43
A medencekitöltő üledékekben észlelt normálvetők körülbelül 20%-a nem vágja át a selflejtő feletti üledékeket, sőt némelyik már a lejtő alján megáll (28. ábra). Ezen deformációs jelenségek közül néhánynak a csapásvonala az aljzati feltolódásokéval megegyezik (ÉNy-DK), de vannak olyanok is melyek ettől eltérően inkább ÉÉNyDDK-i vagy KDK-NyÉNy-i csapással írhatóak le (29. ábra).
29. ábra A selflejtő szintjéig érő vetők csapásvonala (fekete vonalak) egy anttrack időszeleten (az időszeletet úgy hoztam létre,hogy egy lejtő feletti horizontra simítottam ki a szeizmikus adatokat és a lejtő alján nyitottam meg egy timeslicet)
30. ábra A selflejtő alatt végződő normálvetőket ábrázoló egyszerűsített vetőmintázat és a hozzá illeszthető feszültségtér (D2)
44
A csapásvonalak tükrében a normálvetők létrejöttét egy ÉK-DNy széthúzással jellemezhető feszültségtér hozhatta létre (30. ábra). Az ide tartozó vetők kialakulásáért felelős deformációs fázist D2-nek neveztem el. A szeizmikus szelvényeken nem látható, hogy egy normálvetőnek van-e oldalelmozdulásos komponense, de ha ránézünk az egyszerűsített vetőmintázatot megjelenítő 30. ábrára látható, hogy azon vetőknek, melyeknek csapása eltér az átlagos ÉNy-DK-től eltolódásos komponensük is lehet. A deformáció kora egybeesik a selflejtő progradációjával, hiszen ezeket a szinteket néhol még érintik a szerkezetek. Mivel a területen nem állnak rendelkezése a lejtő egyes horizontjainak koradatai és a Magyar et al. (2013) által meghatározott korokat nem tudtam átvezetni a területre a szeizmikus adatok hiányában, így egyelőre pontos korolás nem lehetséges. A szerzők szerint meghatározott selfprogradáció a területet kb. 6,8 millió éve érhette el (31. ábra), tehát ennél valószínűleg nem sokkal fiatalabb lehet a deformáció kora, kb. 6 millió éves.
31. ábra A selflejtő progradációja a Pannon-medencében és a hozzájuk rendelhető koradatok Magyar et al. (2013) szerint, a rózsaszín ellipszis jelöli a vizsgálati területet
45
Ez a deformációs fázis habár korban valószínűleg közel esik az előző fejezetben leírttal, ami az aljzati feltolódások reaktivációját és az ahhoz kapcsolódó gyűrődéseket okozta, mégis attól eltérő. Az első fázisban megjelenő összenyomás és a másodikban megjelenő széthúzás iránya szinte teljesen megegyezik, tehát a feszültségmező majdhogynem teljesen ellentétes. Az első deformációs fázishoz (D1) nem lehetett extenziós jelenségeket társítani a rendelkezésre álló adatok alapján, de a második (D2) esetben előfordulhat, hogy a vetők oldalelmozdulásos komponenssel is rendelkeznek, így az extenzió mellet a kompresszió is feltételezhető. 5.2.2. Fiatal deformáció (Neotektonika) A területen észlelt vetők kb. 80%-a a pliocén unkonformitásig, vagy akár a felszínig is elér. Ezek a normálvetők fiatal deformációs fázist képviselnek. Csapásuk többnyire É-D-i, de ettől eltérően megjelenhetnek ÉÉNy-DDK-i csapással is, habár ezek száma jóval kisebb (32. ábra).
32. ábra A pliocén unkonformitásig vagy a felszínig érő vetők térképi nézete, csapás és dőlése egy anttrack időszeleten
46
33. ábra A fiatal deformációhoz tartozó vetők (zölddel), melyek negatív virágszerkezeteket alkotnak, többnyire kifutnak a felszínre, néha csak a lejtőig érnek le (feketével), kék vonallal az aljzat, lilával a lejtő alja, sárgával a lejtő teteje, naranccsal pedig a pliocén unkonformitást, barnával a D2 fázishoz tartozó vetőket ábrázoltam, szelvénynyomvonal a 13. ábrán
47
A fiatal deformációhoz tartozó normálvetők sokszor negatív virágszerkezet formát alkotnak (33. ábra), így valószínűleg nem tisztán extenziós feszültségtérhez kötődnek, hanem egy oldalelmozdulásos zóna részét képezik. A vetők térképi elhelyezkedése (32. ábra) jobbos eltolódási zónát feltételez, amiben ezek a deformációs elemek képviselik a Riedel töréseket. Ebben az esetben a deformációhoz egy KÉK-NyDNy-i széthúzás és egy erre merőleges összenyomás társítható (34. ábra). Ezt a deformációs fázist D3-nak neveztem el.
34. ábra A D3 fázishoz tartozó egyszerűsített vetőmintázat és a hozzá rendelhető összenyomási és széthúzási irányok, fekete vonallal jelöltem az észlelt vetőket és kékkel a feltételezhető eltolódást, melyből jelen esetben a jobbos a valószínűsíthető
A 32. ábrán megjelenített időszeleten jól látható, hogy ezek a normálvetők egymáshoz nagyon közel helyezkednek el, és egy bizonyos görbület mentén találhatóak a terület északkeleti részén. Csapásuk nagyjából egységes; dőlésük mind keletre, mind nyugatra lehetséges. Mivel találhatóak olyan vetők, melyek nem hatolnak le az aljzatig (33. ábra) lehetséges, hogy azok nem tektonikus hatásra jöttek létre. Ha tektonikus extenzió alakította volna ki a vetőket, akkor annak a nyúlásnak a mélyebb részeken is hatnia kellett volna. Képződésükre egy lehetséges magyarázat, hogy az agyagos képződményeket nagy mennyiségben tartalmazó Algyői Formáció egy lecsatolódási felszínt képez a törések számára. Másik magyarázatot adhat a deformációra az agyagos üledékek kompakciója. Kutatások szerint a lejtők épülésekkor az üledékekben a különböző kompakció hatására létrejöhetnek töréses szerkezetek, normálvetők (Carver, 1968). A selfperemi törések előfordulását mind a vastagságkülönbség, mind pedig a homok-agyag kőzetminőség váltás elősegíti. Ilyen esetekben a kompakciós vetőzónák 48
az üledéklerakódás depocenterének vándorlásával együtt mozognak. A töréses szerkezeti elemek megjelenése a vastagság vagy fácies váltás vonalára merőleges (Carver, 1968; Cartwright és Dewhust, 1998). Tehát meg kell nézni a selflejtő épülésének irányát, mely jelen esetben ÉK felől valószínűsíthető a kitérképezett lejtőhorizont alapján (35. ábra). Észrevehető, hogy a lejtő épülésére a kitérképezett vetők nem merőlegesek, így azok kialakulása valószínűleg nem a lejtő épüléséhez köthető. Emellett szól az a megfigyelés is, hogy ezek a vetők általában nem kötöttek egy adott réteghez, hanem a felszínig hatolnak. A harmadik, a legvalószínűbb megoldás, hogy a vetők elvetése olyan kismértékű, hogy egy bizonyos szint után az már nem észlelhető a szeizmikus szelvényeken, hiszen a mérés felbontóképessége a mélységgel csökken. Ebben az esetben a vetők kialakulásáért tektonikus hatás a felelős. A kérdés eldöntéséhez további vizsgálatok lennének szükségesek. Az aljzatig lehatoló vetők kialakulásáért tehát egy KÉK-NyDNy széthúzásos, és erre merőleges összenyomásos feszültségtér felelős. Kora a megfigyelések alapján pliocén, de elképzelhetőnek tartom, hogy a deformáció még mind a mai napig aktív a területen, egy jobbos eltolódási zóna mentén. Ilyen jobbos elmozdulást említenek a Lenti-Letenye-Csurgó-Barcs szénhidrogén kutatási terület zárójelentésében is, habár korát nem adják meg a deformációnak, csak hogy miocén utáni (Márton et al., 2011).
35. ábra Egy selflejtő reflexió mélységtérképe, melyen látható, hogy a progradáció iránya ÉK felőli, hiszen ott helyezkedik el legsekélyebben a horizont
49
5.2.3. Atektonikus deformáció 5.2.3.1. Kompakciós vetők
36. ábra Kompakciós vető megjelenése egy aljzati feltolódás felett, ahol a vető két oldalán lévő üledék vastagsága nagymértékben különböző. A kék vonal az aljzat tetejét jelzi, a rózsaszín kör pedig a maximális elvetés helyét, szelvénynyomvonal a 13. ábrán
A medencét kitöltő üledékekben a töréses deformációk normálvetőkkel jelennek meg. Néhány normálvetőn megfigyelhető, hogy az elvetés mértéke a vetőn fentről lefelé haladva nő, majd egy ponttól kezdve újra csökkenni kezd. Ez a jelenség olyan területeken figyelhető meg, ahol a vető egy kiemelkedés felett jelenik meg (36. ábra). A jelenségre magyarázatot adhat, ha a vető keletkezését nem tektonikus eseményhez 50
kötjük, hanem a vető két oldalán elhelyezkedő üledékek vastagságkülönbségét vesszük alapul. Egy aljzati kiemelkedés felett a létrejötte után kevesebb üledék tud lerakódni, mint ahol az aljzat tetőzónája mélyebben helyezkedik el. Jelen esetben az 5.1-es fejezetben kifejtett aljzati vetők reaktivációja után lerakódott üledékek ilyen jelenséget hoztak létre. A kompakció mértéke, mely a rétegeket érinti, nagyban függ a lerakódott üledék vastagságától. Tehát azon a helyen ahol kisebb mennyiségű, vékonyabb üledék összlet rakódik le a kompakció kisebb lesz, míg a mélyedések feletti vastagabb felhalmozódásra nagyobb mértékű kompakció lesz jellemző. A folyamat azzal jár, hogy a két különböző vastagságú térrész között kialakul egy elmozdulási zóna, mely ezt a kompakciós különbséget relaxálja. Az ilyen elmozdulások, törések tehát a kompakciós vetők, amelyek minden esetben normálvetőkként jelennek meg (Carver, 1968). Kompakcióhoz kötött vetők nem csak vastagságkülönbségek miatt jöhetnek létre, hanem kőzetminőség változás esetén is. Mind a két esetben a különböző mértékű kompaktálódás
felelős
a
vető
kialakulásáért.
Általában
selflejtőkhöz
vagy
antiformokhoz kötötten jelennek meg. Kialakulásuk a szedimentációval egyidős. A vetőmenti elmozdulás egyszerű nyírással írható le. Az észlelések során említett elvetés mértékének egy ponttól távolodva való csökkenése mindkét irányba is általános jellemzője az ilyen típusú deformációs elemeknek. Többnyire nagy üledékbehordáshoz köthető a jelenlétük, ami a Pannon-medence késő-miocén fejlődéstörténete alatt is jellemző, így az általam talált vetők egy része joggal nevezhető kompakciós vetőnek (Honea, 1956; Carver, 1968). 5.2.3.2. Poligonális vetők Hasonló kompakcióhoz kötődő deformációk a poligonális vetők, melyek kifejezetten egy adott réteghez kötötten jelennek meg az üledékes sorozatban. Az ilyen jellegű törések jellemzője, hogy poligonális szerkezeteket alkotnak térképi nézetben (37. ábra). Az elvetés mértéke általában nagyon kicsi, így sokszor szelvényben nehezen észlelhető a deformáció. A vetők hossza általában 100-3000 m közötti, elvetésük 5-150 m. Az egyes vetők egymáshoz nagyon közel helyezkednek el (100-2000 m), így kitérképezésük csak 3D szeizmikus módszerrel lehetséges (Catwright, 1994b; Catwright és Dewhurst et al., 1998). A vetők mérete a rétegen belül vertikálisan változik. A
51
poligonok mérete lefelé csökken, a vetők egymásba ágyazódva jelennek meg a szelvényeken. (Gay et al.,2004).
37. ábra A kínai-tengeri poligonális vetők térképi megjelenése (Qiliang et al., 2009)
A poligonális vetők kialakulására nagyon sokféle elmélet létezik, melyeket különböző szerzők találtak ki. Jelen munkában nem kívánok minden lehetséges esetet bemutatni, így Qiliang et al. (2009) összefoglaló tanulmányából és saját vizsgálati példájából a Kínai-tengeren emelem ki a legfontosabb kialakító tényezőket. Az egyik első teória a sűrűség inverziója miatt létrejött kialakulás volt, tehát, hogy a rétegsorban feljebb helyezkedik el a sűrűbb képződmény. Catwright (1994b) vetette fel a kialakulásért leggyakoribb számon tartott okot a túlnyomást és a fluidum általi törést. Az ilyen esetekben az agyagos képződményben bennragadt fluidumok a kompakció következtében megjelenő nagy nyomás hatására hozzák létre a töréseket, melyeken kijutnak az üledékből. A későbbiekben a lerakódás során fellépő kompakciót tették a fő felelőssé a poligonális vetők megjelenéséért. Egyéb kialakító tényezők lehetnek még a fluidumok áramlása és az evaporitok jelenléte a rétegsorban (Qiliang et al., 2009). A korábbi munkák alapján elmondható, hogy a poligonális vetők nagy szerepet játszhatnak a szénhidrogének migrációjában is. Sőt az az elmélet is felmerült egyes szerzőkben, hogy maga a szénhidrogén kialakulása és mozgása is felelős lehet a vetők megjelenéséért (Gay et al., 2004; Qiliang et al., 2009). A vizsgálati területen lemért 3D szeizmikus adatok anttrack attribútum-tömbjén láthatóak hasonló geometriával megjelenő töréses elemek (38. ábra). A poligonális formák a variance attribútum-tömbön is kivehetőek, de sokkal kevésbé jellegzetesek és 52
nehezen értelmezhetőek (38. ábra). A vizsgálati területen felfedezhető poligonális geometriák az amplitúdó térképeken nem láthatóak. Szelvényi nézetben az amplitúdó tömbön nem észlelhetőek, de az anttrack tömbön igen, habár nehezen. A poligonális vetők megjelenése ténylegesen csak a selflejtőhöz kötött, az alatta és felette lévő rétegekben már nem jelennek meg. Az is észrevehető, hogy ezek a deformációk nem egységesen mindenhol vannak jelen a selflejtő üledékekben, hanem elszórtan egymástól akár több km-re jelennek meg. A lejtőben vertikálisan a fokozatos kialakulásuk és eltűnésük figyelhető meg, nem ágyazódnak egymásba.
38. ábra A poligonális vetők térképi megjelenése (kék ellipszis) a vizsgálati területen egy anttrack és egy variancia attribútum-tömb időszeletén
A vizsgálati területen észlelt poligonális vetők méretei: egy vető kb. 360 m-es csapásvonallal rendelkezik, egy poligon átmérője pedig kb. 550 m. Ha egy egész 53
poligon rendszer átmérőjét tekintjük, mint ami az 38. ábrán látható, annak átmérője 22,5 km. Ezek az adatok nagyjából 1,5 km mélyen igazak. A 37. ábrán bemutatott vetőkkel szinte teljes mértékben megegyező szerkezeti elemet akár ugyan az a folyamat is létrehozhatta. Így valószínűsíthető, hogy a vizsgálati területen észlelt poligonális vetőkért a kompakció és a túlnyomás a felelős, ami a selflejtő agyagos üledékeit jellemezte a felette található üledékes összlet lerakódáskor.
5.3. Az eredmények behelyezése a regionális szerkezetföldtani modellbe Az általam kitérképezett szerkezeti elemekhez illeszthető deformációs fázisokat megpróbáltam korrelálni más szerzők eredményeivel. Mivel a területről eddig nem született összefoglaló jellegű szerkezetföldtani értelmezés és más munkák is csak érintőlegesen foglalkoznak a Dráva-medence ezen részével a lehető legközelebbi adatokat vettem alapul, ami Fodor et al. 2011-es évi jelentése. Itt ugyan a Dunántúliegység mérési adataira alapozzák a szerzők következtetéseiket, de mivel az általam meghatározott három deformációs fázis már mind a Pannon-medence egyes egységeinek egymás mellé kerülése után következett be, így az említett jelentés összefoglaló ábrájának (39. ábra) egy része használható a vizsgálati területen is. Az első deformációs fázis a Barcs környéki területen az aljzati feltolódások reaktivációját okozta feltehetően a kora késő-miocén során, kb. 11-10 millió éve. A feszültség tér ebben az esetben ÉK-DNy-i összenyomással jellemezhető, ilyen fázist Fodor et al. (2011) nem azonosítottak az észleléseik alapján, de a szerzők által D7-nek nevezett fázissal bizonyos szintig korrelálható az esemény (39. ábra). Mivel ezek a deformációs jelenségek már korábbi szerkezetek reaktivációjával jöttek létre, így a kompresszió iránya kissé eltérhet az ideálisnak ítélt ÉK-DNy-itól, illetve a deformáció különböző helyeken különböző időkben lehetett aktív. Várkonyi (2012) ezt a kompressziós fázist már szarmata – kora-pannóniaiként írta le, amely eredmény az én észleléseimmel is összeegyeztethető. A második deformációs eseményhez (D2) tartoznak a területen észlelt normálvetők, melyek csak a selflejtő üledékekig követhetőek. Itt a vetők csapása és kinematikája alapján a feszültségtér ÉK-DNy-i széthúzással és erre merőleges összenyomással jellemezhető. A deformáció kora késő-miocén mivel a selflejtő kiépülése a területen kb. 6,8 millió éve történhetett (Magyar et al., 2013) és a vetők minimum kora ezzel korrelálható. Tehát a deformáció kb. 6 millió éve lehetett aktív a 54
területen. Fodor et al. (2011) megfigyelései szerint ebben az időszakban nincs ehhez hasonló deformáció (39. ábra). Úgy gondolom, hogy a vizsgálati terület D2 fázisába tartozó deformációs jelenségek egy új extenziós fázist jelölnek a pannóniaiban, amit eddig még nem sikerült máshol azonosítani.
39. ábra A kutatás során megállapított fázisokhoz tartozó egyszerűsített vetőminták és a Fodor et al. (2011) által meghatározott fázisokhoz való viszonyuk
A neotektonikai szerkezeti elemek (D3) létrejöttéért egy az előzőhöz nagyon hasonló feszültségtér a felelős. A széthúzás iránya KÉK-NyDNy az összenyomás pedig erre merőleges (39. ábra), a negatív virágszerkezetek oldalelmozdulásra utalnak. Fodor et al. (2011) D9-es fázisa mind korban, mind pedig a deformáció jellegében megegyezik az általam tapasztaltakkal, így ezt a két szerkezeti fázist ugyan annak tekintem. Horváth (2005b) által készített neotektonikai térképen a vizsgálati terület süllyedő tendenciát mutat. A tágabb környezetében a Dráva-medence déli részén jobbos, míg az északi 55
részen balos oldalelmozdulások észlelhetők. Ez a tendencia az Adriai-lemez észak felé nyomulásának egyenetlen mivolta miatt lehetséges (40. ábra). A vizsgálati terület több publikált térképen már a balos eltolódásos zónába tartozik (41. ábra), ennek ellenére a megfigyeléseim a jobbos zónát támasztják alá. Ez úgy lehetséges, hogy a valójában kb. É-D-i összenyomásos feszültségtérben egy átlépő zónában helyezkedik el a terület, ahol a feszültségeket egy jobbos eltolódással lehet relaxálni (42. ábra). Valamint már említettem az 5.2.2. fejezetben, hogy a Lenti-Letenye-Csurgó-Barcs szénhidrogén kutatási zárójelentés is jobbos elmozdulásról számol be (Márton et al., 2011).
40. ábra A Pannon-medence geodinamikai helyzete, ahol jól látható, hogy az Adriai mikrolemez észak felé haladása különböző irányú nyomást fejt ki a medence egyes részeiben (Fodor et al., 2005)
56
41. ábra Neotektonikai szerkezeti elemek Magyarország nyugati területén (Bada et al., 2010 )
42. ábra Sematikus ábra a különböző irányú nyomás hatására két antiklinális közötti relaxációról egy jobbos eltolódással és a hozzá kapcsolódó Riedel vetőkkel
A reflexiók területen észlelhető délnyugati dőlését a Dráva-medence kinyílása és jelenlegi helyzete magyarázza. Az irodalmi adatok alapján a süllyedék mestervetője annak déli peremén található, itt a legvastagabbak a neogén és kvarter üledékek (43. ábra). A reflexiók átlagos dél-délnyugati dőlése ezzel magyarázható. Saftic et al. (2003) munkájában megjelent egy a Dráva-medence déli részét érintő értelmezett szeizmikus szelvény (44. ábra – A). A medence déli oldalán egy tektonikai elemet értelmezett, melynek nem adott kinematikát.
Ez a szerkezeti elem lehet a Dráva-medence
kialakulásáért felelős peremi normálvető, melynek dőlése a szerzők szerint délnyugati, de északkeleti dőléssel jobban beilleszthető lenne a nagyobb szerkezetföldtani képbe. Szintén Saftic et al. (2003) munkájában jelent meg egy a vizsgálati területtől keletre található szelvény, mely áthalad a medence északi részén (44. ábra – B). A szelvényen markánsan jelenik meg a pliocén alját jelző unkonformitás. Ez a felület a 57
vizsgálat tárgyát képező 3D szeizmikus tömbön is jól követhető. A felület korrelációt tesz lehetővé a munka során értelmezett adatok és a korábbi eredmények között, hiszen a pliocén alja egy jól megfigyelhető, korolható (5,3 Ma) eseményt jelez. Safitc et al. (2003) értelmezése szerint az unkonformitás észak felé haladva kifut a felszínre. Ez is összhangban áll a vizsgálati terülten észlelt pliocén unkonformitást jelző horizont északkelet felé való felszínre futásával (19. ábra).
43. ábra A neogén és kvarter üledékek vastagsága a Dráva-medencében, a 44. ábra szelvényvonalai pirossal jelölve (Saftic et al., 2003)
58
59
44. ábra Saftic et al. (2003) által értelmezett szeizmikus szelvények a Dráva-medence déli (A) és északkeleti területén (B) a színessel jelölt horizontok mindig az adott korú képződmények alját jelölik, a szelvény nyomvonalak a 43. ábrán találhatóak
5.4. Az eredmények szénhidrogénföldtani értelmezése 5.4.1. Migráció és csapdázódás A vizsgálati területen több szénhidrogén kutatási terület volt, a tágabb régióban néhány jelenleg is aktív, továbbá mind a magyar, mind pedig a horvát oldalon bányatelkekkel határolták le az eddig feltárt és jelenleg is termelt telepeket. A termelés nagy része szerkezetekhez kötött csapdákból folyik, így szerkezetföldtani tanulmányom során kapott eredményeim beilleszthetőek a szénhidrogén rendszer tanulmányozásába a migráció és csapdázódás szempontjából egyaránt. A vizsgált szénhidrogén rendszer esetében az unkonformitások és a töréses szerkezeti elemek egyaránt fontos migrációs útvonalat jelentenek. A területen detektált normálvetők betölthetnek záró és vezető szerepet is. A migráció szempontjából akkor hasznos egy vető, ha azt nem tömíti el agyag, vagy cement, tehát át tud áramolni rajta a fluidum. Ebben az esetben főleg a vertikális áramlás jelentős. Ha a vető két oldalán homokkő homokkővel találkozik, akkor a vető a horizontális migrációt is megengedi. A területen kialakult normálvetők különböző földtani időkben jöttek létre (5.2. fejezet). A legkorábbi deformációs fázis a kora késő-miocénben következett be, amihez leginkább plasztikus deformáció köthető. Ezután kb. 6 millió éve volt aktív a D2-es fázis és végül még mindig tart a D3 fázis (neotektonika). Az utóbbi két fázishoz köthető a normálvetők kialakulása. Ebből következik, hogy a medence egyes részein már a későmiocénben megindulhatott a vetők menti migráció, és egészen a mai napig aktív lehet. A megfigyelések viszont azt támasztják alá, hogy a vetők valószínűleg csak a medence alsó rétegeiben töltenek be migrációs szerepet és feljebb záróként funkcionálnak. Ez a megállapítás azon alapszik, hogy a telepek középső-miocén vagy kora felső-miocén (Szolnoki Formáció) összletekben találhatóak, felsőbb rétegekben eddig még nem azonosítottak szénhidrogén felhalmozódásokat (45. ábra). A csapdázódás szempontjából fontos szerepet töltenek be a gyűrődések is. A vizsgálati területen észlelt D1 fázishoz köthető képlékeny deformációk jelentős szénhidrogén
felhalmozódásokat
rejtenek.
Az
aljzati
vetők
reaktivációjaként
monoklinális és antiklinális szerkezetek alakultak ki, melyek tektonikai záródást biztosítanak a fluidumok számára. Ilyen telepek alakultak ki a Görgeteg-Babócsai-hát, a Darányi-hát és a Kálmáncsai-magaslat felett. A képlékeny deformáció mellett fontos záró szerepe lehet a töréses deformációknak is. A vizsgálati területen található legtöbb 60
szénhidrogén felhalmozódás (az antiklinális szerkezetektől eltekintve) vetőnek támaszkodó sztratigráfiai csapda (Tormássy et al., 1975; Kőrössy, 1989). Ilyen esetben a rezervoár szerepét betöltő homoktest vetővel zárt, tehát a törést cement, vagy agyag tömíti el, illetve két oldalán homok-agyag találkozik. A csapdák kialakulása a középsőés késő-miocén során mehetett végbe, de a csapdaképződés még a mai napig aktív lehet a területen, a neotektonikai szerkezeti akitvitásnak (D3 fázis) köszönhetően.
61
45. ábra A kutatási területen áthaladó értelmezett földtani szelvény a területen található szénhidrogén előfordulásokkal és annak térképi elhelyezkedése, a szelvény nyomvonala a 13. ábrán
62
5.4.2. Szénhidrogén rendszerek Az irodalmi adatok és a vizsgálati terület szerkezetföldtani értelmezése alapján megpróbáltam
összeállítani
egy-egy a
szénhidrogén
kutatás
számára
fontos
eseményekből álló táblázatot (event chart). A területen két fő anyakőzet található, melyek produktumai rezervoár szinteket tekintve is két csoportra oszthatók, ezért meglátásom szerint két szénhidrogén rendszerről beszélhetünk. Egy középső-miocénről és egy pannóniairól.
46. ábra A Rasinja-3 kút süllyedés- és éréstörténete Baric et al. (1998) után, a bádeni anyakőzet a modellen nem jelenik meg a feltételezett olaj- és gázképződés zónáját jelöltem be, a pannóniai anyakőzet (Endrődi Márga Formáció) a modellezés alapján kb. 4 millió évtől generált olajat
Az középső-miocén szénhidrogén rendszerben a generálás kb. 6,5-6 millió éve kezdődött (46. ábra) (Baric et al., 1998). A rezervoárokat ebben az esetben az aljzat mállott zónái, a kárpáti durvatörmelékek, a bádeni mészkövek és a késő-miocén homokkövek
alkotják.
A
Dráva-medence
ezen
részterületén
a
késő-miocén
homokkövek közül, csak a Szolnoki Formációban előforduló homoktestek viselkednek tárolóként. A Pannon-medence más területein az Újfalui és a Zagyvai Formáció homokjai is ismert rezervoárok (pl. Hajdúszoboszló, Algyő), azonban ezt a vizsgálati 63
területen előforduló egyik szénhidrogén rendszer esetében sem figyeltem meg. A migráció sok esetben csak elsődleges volt az anyakőzettel megegyező bádeni rezervoárok esetében (Baric et al., 1998), de végbemehetett az unkonformitások és a vetők mentén is mind felfelé, mind lefelé (Saftic et al., 2003). A migrációban résztvevő vetők általában a D2 fázis során alakultak ki, tehát kb. 6 millió éve. A csapdák kialakulása több eseményhez köthető. Az aljzati tárolók esetében a mállott zónák kialakulása valószínűleg a középső-miocén előtt mehetett végbe, amikor az aljzatot szárazföldi kitettség érte. A szerkezeti csapdák kialakulása a késő-miocén során lehetett aktív, ugyanis a reaktiválódott feltolódásokhoz kapcsolódó antiklinálisok kialakulása a D1 fázishoz kötött, ami kb. 10 millió éve mehetett végbe. A sztratigráfiai csapdák kialakulása is a késő-miocéntől kezdődhetett meg a Szolnoki Formáció lerakódásával. Ezután alakultak ki a D2 és D3 fázis vetői, melyek mint ahogy korábban említettem elősegítették a másodlagos migrációt a Szolnoki Formációba, illetve fölötte már záró funkciót töltöttek be. A zárókőzetek a rendszerben a középső- és felső-miocén agyagos és márgás képződmények, valamit a helyi jelleggel előforduló agyagos rétegek a Szolnoki Formáción belül. A szénhidrogén rendszer életében a kritikus pillanatot a gyors süllyedéshez köthetjük, hiszen ez indította el a szénhidrogének érését és generálását (47. ábra – A). A pannóniai szénhidrogén rendszerben az anyakőzet az Endrődi Márga Formáció. Az olajképződés Baric et al. (1998) szerint kb. 4 millió éve kezdődött meg és még a mai napig is tart (46. ábra). A D2 (6 millió év) és D3 (neotektonika) fázis során kialakult vetőknek a migrációban és zárásban ugyanaz a szerepük, mint a másik szénhidrogén rendszer esetében. A rezervoárokat kizárólag a Szolnoki Formáción belüli homoktestek adják. A csapdaképződés ebben az esetben is az antiklinális szerkezetekhez (D1 fázis – 10 Ma) és a töréses elemek kialakulásához is kötött (D2 – 6 Ma és D3 – neoteknoika fázis), illetve itt fontosabb szerepet játszanak a sztratigárfiai csapdák, amelyek kialakulása a tárolóképződmény lerakódásához köthető, tehát késő-miocén. Jó példák erre az Istvándi mező turbidites csatornái (Márton et al., 2011). A zárókőzet általában nem a regionális elterjedésű Algyői Formáció, hanem a homoktestek között lerakódott agyagok. A kritikus pillanatot ebben az esetben is a szénhidrogén generálásának a kezdete jelzi (47. ábra – B).
64
65
pannóniai szénhidrogén rendszer
47. ábra A területen található két szénhidrogén rendszer elemeit ábrázoló diagramok, A – középső-miocén szénhidrogén rendszer, B –
5.4.3. Szénhidrogén rendszerek az egyes mezők tekintetében A vizsgálati területen négy szénhidrogén mező található: Görgeteg-BabócsaKelet, Szulok, Istvándi, Darány. A következőkben ezen mezőknek a szénhidrogén rendszereire vonatokozó adatokat foglalom össze külön-külön. Az összefoglalásban figyelembe veszem az eddigi kutatási adatokat, és az általam azonosított deformációs fázisokat és szerkezeteket is beépítem.
48. ábra A Görgeteg-Babócsa-Kelet szénhidrogén kutatási területen kialakult antiklinális csapdaszerkezet és a migrációs útvonalként, csapdaként és záróként szolgáló kompakciós vető, szelvénynyomvonal a 13. ábrán
A Görgeteg-Babócsa-Kelet szénhidrogén mező a Görgeteg-Babócsa aljzati hát keleti folytatása. A fúrásokat az 1960-as években mélyítették. Az anyakőzetek valószínűleg bádeni vagy pannóniai korúak. A bádeni anyakőzetek kb. 6 millió éve kezdtek szénhidrogéneket generálni, míg az Endrődi Márga 4 millió éve. A migrációban szerepet játszhattak a telepek körül észlelt vetők, melyek az általam kialakított szerkezetföldtani fejlődéstörténetben a D2 fázishoz (6 Ma) tartoznak. Ezen kívül a mező különlegessége, hogy a megjelenő kompakciós vetők is komoly szerepet játszanak a szénhidrogének migrációjában, a csapdázódásban és a zárásban is (48. ábra). A kialakult csapda az aljzati hát feletti rétegfelboltozódásokhoz is köthető négy oldalról záródó antiklinális (48. ábra), mely alapszerkezete a D1 fázisban, tehát kb. 11-10 millió éve alakulhatott ki. Felhalmozódásokat csak a pannóniai rétegekben találtak, a Szolnoki 66
Formáció homokköveiben, ami kb. 8 millió éve rakódott le, és ebben a formációban találhatóak a zárókőzeteket jelentő agyagos rétegek is (Tormássy et al., 1975, Magyar et al., 2013).
49. ábra A Szulok mezőnél elhelyezkedő olajtelepek földtani helyzete, a barna vetők a D2 a zöld vetők a D3 fázist képviselik, szelvénynyomvonal a 13. ábrán
A Szulok mező esetében az anyakőzetek szintén lehetnek bádeniek vagy pannóniaiak, így a szénhidrogén generáció időtartalma megegyezik az előzőben leírtakkal. A telep közelében található vetők nagymértékben részt vehettek az olaj 67
migrációjában. Ezek a deformációk a D2 fázishoz tartoznak, de néhány vető valószínűleg kompakciós eredetű lehet. A migrációban nem csak a szerkezeti elemeknek, de az unkonformitásoknak is nagy szerepe lehetett. A területen olajtelepeket találtak a pannóniai korú Szolnoki Formációban és a bádeni lithothamniumos mészkőben (49. ábra) (Kőrössy, 1989). A csapda kialakulása szintén egy aljzati feltolódás reaktivációja során létrejött rétegfelboltozódáshoz köthető, ami a D1 fázisban, 10 millió éve alakult ki. A zárókőzet a bádeni felhalmozódás esetében az Endrődi Márga Formáció, míg a felsőbb helyzetű telep esetén a pannóniai agyagos rétegek biztosítják a záródást. Mindkét kőzet lerakódása megelőzte a csapdák kialakulását.
50. ábra A Darányi olaj és gázmezők földtani elhelyezkedése, a zöld vetők a D3, a barna a D2, a kék pedig a D1 fázist képviselik, szelvénynyomvonal a 13. ábrán
A Darány kutatási területen az anyakőzetek ugyan azok, mint az összes eddigi esetben. A migrációban szerepet játszhattak a D2 és D3 fázishoz tartozó vetők, és az unkonformitások, de néhol csak elsődleges migrációról beszélhetünk, ha a tároló bádeni korú. A rezervoárok lehetnek aljzati repedezett zónák, bádeni mészkövek és pannóniai homokkő testek (50. ábra). A területen előfordulnak gáz- és olajtelepek is (Kősössy, 1989; Márton et al., 2011). A csapdaszerkezet kialakulása itt is többnyire aljzati vetők reaktiválódásához köthető (D1 fázis). A zárást az eddigiekhez hasonlóan a pannóniai rétegsor alján elhelyezkedő márgák és agyagok biztosítják. Összegezve a képződő 68
szénhidrogén a 6 millió éve kialakult vagy akár a neotektonikus elemeken keresztül a rezervoárba juthatott, és a 10 millió éve kialakult csapdákban felhalmozódott.
51. ábra Az Istvándi mező gáz- és olajtározóinak földtani elhelyezkedése, a barna vetők a D2 fázishoz tartoznak a zöldek pedig a D3-hoz, szelvénynyomvonal a 13. ábrán
Az Istvándi mező esetében nagyon sokféle felhalmozódással találkozhatunk. Az anyakőzetek itt is bádeni vagy pannóniai korúak, így a szénhidrogén generálás időben egybeesik az eddig tárgyaltakkal. Fontos migrációs útvonalakat jelentenek a területen a D2 fázisban kialakult vetők, de itt több esetben is előfordulhatott, hogy a 69
szénhidrogének csak elsődleges migrációban vettek részt. A szerkezeti elemeken kívül az unkonformitások is részt vettek a migrációban. A tárolók lehetnek az aljzati felsőkarbon molasz repedezett zónái, bádeni korú lithothamniumos mészkövek vagy a pannóniai rétegsor alsó szakaszán található turbidittestek és egyéb homokos rétegek. A felhalmozódó szénhidrogének mind olaj, mind pedig gáz formában megjelenek (Márton et al., 2011). A csapdák általában aljzati kiemelkedésekhez köthető felboltozódások, amik a D1 fázisban alakultak ki, de előfordulnak vetőnek támaszkodó sztratigráfiai csapdák is, melyek a D2 fázishoz köthetőek (51. ábra). A zárókőzet a mélyebb helyzetű felhalmozódások esetében az Endrődi Márga Formáció, míg a magasabb rétegtani helyzetű telepeknél a lokálisan megjelenő pannóniai agyagtestek. A 6 vagy 4 millió évtől generált olaj és gáz a kb. 6 millió éve létrejött vetőkön keresztül migrálva eljuthatott a 10 vagy 6 millió éve kialakult csapdákba, felhalmozódhatott az addigra már lerakódott rezervoárokban. A csapdákat a már kialakulásukkor lerakódott zárókőzetek fedik.
70
6. Következtetések Kutatásom során főleg a medencekitöltő üledékek deformációjával foglalkoztam, mivel a területen található szénhidrogén előfordulások többnyire a neogén üledékekhez kötöttek, így az itt előforduló elemeknek van a legnagyobb hatása szénhidrogén rendszerekre. Ezen kívül kismértékben foglalkoztam az aljzattal is, mely során a vetők térképi lefutását és dőlését követve pontosítani tudtam Magyarország prekainozoos földtani térképének vizsgálati területre eső részét (Haas et al., 2010). Három deformációs fázist sikerült elkülönítenem a medence neogén és kvarter fejlődésében. Az első fázishoz (D1) az aljzati vetők reaktivációja köthető, amihez egy ÉNy-DK kompresszió társítható. A reaktiváció során az aljzat egyes részei kiemelkedtek és antiformokat alkottak, míg a felettük lerakódott üledékek gyűrődést szenvedtek. A gyűrődésekhez köthető záródó geometriai formák fontos szénhidrogén csapdákat alakítottak ki. Ilyen például a Görgeteg-Babócsa aljzati hát felett található szénhidrogén telepeket tartalmazó antiklinális szerkezet. A képlékeny deformáció a felső-miocén rétegek alsó szintjeiben még követhető, így a kialakító tektonikai fázis kora kb. 11-10 millió év lehet. A területről nem történt még részletes szerkezetföldtani értelmezés, így munkám eredményét a legközelebbi adatokkal vetettem össze, ami Fodor et al. (2011) évi jelentését és Várkonyi (2012) dolgozatát jelenti. Az ő értelmezésük szerint a szarmata – kora-pannóniai során megjelenő D7 fázis nagyjából összeegyeztethető az általam detektált deformációval, habár korban és feszültségtérben is vannak kisebb eltérések. A második deformációs fázishoz (D2) csak töréses szerkezetek kapcsolódnak, normálvetők. Ezek a szerkezeti elemek a selflejtő aljáig követhetőek, így koruk valószínűleg annak lerakódásánál nem sokkal lehet fiatalabb. A lejtő épülésének kora Magyar et al. (2013) szerint a területen 6,8 millió éves. Ezen megfigyeléseket és adatokat tekintve tehát a D2 fázis kb. 6 millió éve lehetett aktív. A korábbi publikációkat figyelembe véve ez a fázis nem jelenik meg, Fodor et al. (2011) vizsgálata során nem talált ilyen feszültségtérhez köthető és hasonló korú deformációkat. A D3 fázisba tartozó normálvetők, a pliocén unkonformitásig és néhol a felszínig hatolnak, neotektonikus deformációt jeleznek. A vetők térképi elhelyezkedése és virágszerkezetbe való rendeződése egy jobbos eltolódást valószínűsít a vizsgálati 71
területen. A szerkezeti elemekhez rendelhető feszültségtér KÉK-NyDNy széthúzást, és erre merőleges összenyomást feltételez. Ehhez nagyon hasonlót észlelt Fodor et al. (2011) a vizsgálatai során. A két fázis valószínűleg ugyan az. A terület közelében több szerző is balos eltolódást ábrázolt neotektonikus térképeiken (Horváth, 2005b; Bada et al., 2010), de a jelen adatok alapján inkább jobbos oldalelmozdulást feltételezhetünk, ami egy kompressziós zónában kialakult átkötő szakasz lehet két antiklinális között. A fázishoz olyan normálvetők is tartoznak, melyek nem követhetők egészen az aljzatig, hanem megállnak a selflejtő üledékekben. Az ilyen jelenségekre többféle magyarázatot is lehet adni, de a legvalószínűbb, hogy olyan kicsi az elvetésük, hogy a mélységgel az már nem mutatható kis a szeizmikus felbontóképesség romlása miatt. A vizsgálati területen nem csak tektonikus deformáció nyomait lehet detektálni, kompakciós vetőket is találunk, melyek az antiklinálisok felett jelennek meg. A kialakulásuk ahhoz köthető, hogy a kiemelkedés miatt a különböző vastagságú üledékek lerakódása során kompakciós különbségek jönnek létre, amit egy töréses elmozdulás relaxál. Másik megjelenő forma a poligonális vetőhálózat. Ezek a deformációs elemek a selflejtő üledékeiben jelennek meg, és térképi nézetben jellegzetes poligonális szerkezetet alkotnak. Kialakulásuk a lejtő üledékek agyagos mivoltához kapcsolódik, ahol a rárakódó üledékek súlya alatt a kompakció hatására jönnek létre a törések. Jelen kutatások szerint ezek a jelenségek fontos szerepet játszhatnak a szénhidrogének migrációjában is (Qiliang et al., 2009). A Pannon-medencében eddig még nem sikerült kimutatni ilyen jelenséget, hiszen nagyon jó minőségű 3D szeizmikus adattömb szükséges a szerkezetek azonosításához. A szénhidrogén rendszerre vonatkozóan fontos megfigyelés, hogy az előforduló telepek csak a Szolnoki Formáció magasságáig követhetők, a felsőbb horizontokhoz már nem kötődnek felhalmozódások. Ennek oka lehet, hogy a vetők a felsőbb szinteken már záró szerepet töltenek be. A migrációban fontos szerepet játszottak a D2 és D3 fázis során kialakult normálvetők, valamint a kompakció hatására megjelenő töréses szerkezeti elemek. Az aljzati mezők esetében az unkonformitásoknak kiemelt szerep tulajdonítható, de más esetben is fontos útvonalai a migrációnak. A szénhidrogén mezők esetében a csapdák kialakulásáért legtöbbször a D1 fázis a felelős, ahol az antiklinális szerkezetek kialakultak. Ezen kívül néhány esetben a D2 fázis vetői is csapdázhatták a szénhidrogéneket.
72
Két szénhidrogén rendszert különítettem el a területen az irodalmi adatok és saját észleléseim alapján. A bádeni szénhidrogén rendszerben az anyakőzetet a bádeni korú agyagos képződmények adják, melyek kb. 6 millió évtől kezdve generáltak szénhidrogéneket. A migrációban a már említett vetők és az unkonformitások játszottak nagy szerepet, de több esetben csak elsődleges migrációról beszélhetünk. Rezervoárként az aljzat tetőzónája, a bádeni lithothamniumos mészkő és a pannóniai homokok szolgálnak. A csapdák kialakulása a D1 és D2 fázishoz kötött. A zárást a pannóniai korú agyagos és márgás kőzetek adják. A második szénhidrogén rendszerben az anyakőzet a pannóniai korú Endrődi Márga Formáció, mely kb. 4 millió éve kezdte meg a szénhidrogének generálását, ami még a mai napig tart. A migráció szempontjából a vetők és az unkonformitások fontosak. Rezervoárként a pannóniai homokok szolgálnak és a zárást szintén ilyen korú általában lokális elterjedésű agyagok biztosítják. A csapdák kialakulása a D1 és D2 fázishoz köthető. A vizsgálati területen található négy szénhidrogén mező mindegyike köthető mind a két szénhidrogén rendszerhez, habár a Görgeteg-Babócsa-Kelet terület telepei nem bizonyítják egyértelműen a bádeni szénhidrogénrendszer jelenlétét.
73
7. Összefoglalás Diplomamunkám célja volt a Dráva-medence szerkezeti fejlődésének vizsgálata szeizmikus adatok és fúrások alapján a Barcs környéki kutatási területen. Ezen kívül fontos elemét képezte a kutatásnak a szerkezeti elemek szénhidrogén rendszerbe való beillesztése és a rendszer elemire való hatása. A területről eddig még nem született összefoglaló jellegű szerkezetföldtani munka, így a kutatás alapvető fontossággal bír. Az aljzatot többnyire variszkuszi metamorfitok és alsó-karbon molasz építi fel, valamint kis területen megjelennek mezozoos képződmények is. Munkám során sikerült pontosítanom a prekainozoos aljzattérképen (Haas et al., 2010) a vizsgálati területre eső mezozoos és kainozoos tektonikai kontaktusok lefutását és dőlését. A medencekitöltő üledékek középső- és felső-miocén sziliciklasztok és karbonátok, illetve kvarter képződmények. A szénhidrogén rendszer szempontjából a medencekitöltő üledékek vizsgálatán volt a fő hangsúly. Az azonosított szerkezeti elemeket három deformációs fázisba osztottam. Az első (D1) fázisra a képlékeny deformáció jellemző. Az aljzati feltolódások reaktiválódásával létrejött monoklinális és antiklinális szerkezeteket soroltam ide, melyek kora kb. 11-10 millió év. A D2 fázishoz a selflejtőig érő normálvetőket társítottam, melyeknek kialakulási kora kb. 6 millió évre tehető a lejtő progradációja alapján. Az utolsó deformációs fázis (D3) neotektonikus esemény, az ide sorolható normálvetők többnyire egészen a felszínig hatolnak. A vetők térbeli elhelyezkedése, virágszerkezetük és csapásuk alapján egy jobbos eltolódási zóna Riedel-vetői. A vizsgálati területen nem csak tektonikus deformáció jeleit lehet észrevenni, de megjelennek kompakciós vetők is, melyek az aljzati kiemelkedések felett találhatók. Másik jellegzetes forma a poligonális vetők. A felülnézetből poligonális geometriát adó törések csak az Algyői Formációban figyelhetőek meg. Ilyen jelenségeket eddig még nem írtak le a medence területéről. A D1 fázist a korábbi munkákban D7-nek nevezett deformációval korreláltam (Fodor et al., 2011; Várkonyi, 2012), habár az általam észlelt feszültségtér (ÉK-DNy összenyomás) kissé eltér a szerzők által meghatározottól (É-D összenyomás). A D2 fázis nem korrelálható egyik eddig ismert deformációval sem, így a kb. 6 millió éves ÉK-DNy széthúzású, és erre merőleges összenyomású feszültségtér új fázist képvisel a területen. A D3 fázishoz tarozó KÉK-NyDNy széthúzás és erre merőleges összenyomás 74
jól korrelálható Fordor et al. (2011) által meghatározott fiatal deformációval (D9). A neotektonikus elemeket ábrázoló térképek a vizsgálati területen általában balos eltolódást ábrázolnak (Horváth, 2005b; Bada et al., 2010), de jelen vizsgálat eredményei inkább a jobbos eltolódást támasztják alá. Az azonosított szerkezeti elemek mind fontos szerepet játszanak a szénhidrogén rendszerben. A D1 fázis során jöttek létre a legfontosabb csapdák, az antiklinális szerkezetek. A D2 fázisban kialakult vetők a csapdázódásban, valamint a migrációban is fontosak. A D3 fázis vetői szintén migrációs szereppel bírnak, akárcsak a kompakcióhoz köthető töréses szerkezetek. A területen maximum a Szolnoki Formáció magasságáig találhatók szénhidrogén felhalmozódások, amiből arra következtetek, hogy az ennél sekélyebb rétegekben a vetők záró szerepet töltenek be. A migrációban az unkonformitások is fontos szereppel bírnak, főleg az aljzati telepek esetében. A szakirodalomi adatok és vizsgálataim alapján két szénhidrogén rendszert azonosítottam a területen, egy középső-miocént és egy pannóniait. Az anyakőzet az első estben bádeni korú, az olaj generálása kb. 6 millió éve kezdődhetett meg. A pannóniai szénhidrogén rendszer esetében az anyakőzet a késő-miocén korú Endrődi Formáció, mely kb. 4 millió éve került az olajablakba (Baric et al., 1998). A migrációban az unkonformitások és a D2, D3 fázis során kialakult vetők, valamint kompakciós törések vettek részt mindkét esetben. Elsődleges migrációról is beszélhetünk az idősebb rendszer esetében, ha a képződött szénhidrogének a bádeni rétegben maradva halmozódtak fel. Rezervoárként szolgálnak az aljzat mállott zónái, a bádeni lithothamniumos mészkő és a pannóniai homoktestek a középső-miocén szénhidrogén rendszernél, míg a fiatalabb rendszerben csak a pannóniai homoktestek. A csapdaszerkezetek kialakulása többnyire a D1 fázishoz kötött, ahol az aljzat egyes részei kiemelkedtek. Ezen kívül a D2 és D3 fázis normálvető is fontos csapdaképző szereppel bírnak, a vetőnek támaszkodó sztratigráfiai csapdák esetében. A zárókőzetet a középsőmiocén agyagok, márgák, valamint az Endrődi Formáció adja az alsóbb tárolók esetében. A pannóniai telepeknél a Szolnoki Formáción belül helyi jelleggel előforduló agyagos testek képviselik a zárókőzetet. Összefoglalva elmondható, hogy jelen vizsgálat fontos új adatokkal szolgált nem csak a medence fejlődésének, de a szénhidrogén rendszer kialakulásának jobb megértéséhez is.
75
8. Summary The Drava basin is situated in the southwestern portion of the Pannonian basin, on the border of Croatia and Hungary. It is a deep depression filled with 5-7 km thick Neogene sediments. The basement is composed of Variscan metamorphite, Late Carboniferous molasse and Mesozoic shallow marine carbonates and metamorphic rocks (Haas et al., 2010). The basin contains important source rocks and oil/gas reservoir rocks (Saftic et al., 2003). The fields can be detected within the Pannonian and pre-Pannonian basin filling sedimentary sequences. All of the existing petroleum fields and prospective traps are related to structural features. The source rocks are Badenian and Pannonian age shales and marls, with type II. and III. kerogen (Baric et al., 1998). The goal of the research is to gain accurate knowledge of the structural elements of the Drava basin in the Barcs region by interpreting 3D and several 2D seismic surveys. Information from wells drilled in the study area, including well files and geophysical log data, was also included in the analyses. Some seismic attributes from the 3D survey were created using Petrel software (structural smooth, chaos, variance, anttrack) for improved interpretation and illustration purposes. In addition to the Alp-Carpathian evolution of the Pannonian basin during the Cretaceous, my study indicates that the area experienced younger episodes of deformation in three different phases. The reactivation of the Cretaceous nappe boundaries can be detected by the interpretation of the seismic surveys. This reactivation occurred during the Middle and Late Miocene (11-10 Ma), which caused the folding of the Middle Miocene and Early Pannonian layers. The stress field which could cause the reactivation should be characterized by NE-SW compression. These structures are very important in hydrocarbon entrapment. With the interpretation of the basement faults the pre-existing pre-Cenozoic map of Hungary can be clarified. The second deformation is approximately 6 million years old. Normal faults are related to it, which indicate a NE-SW extension. Moreover a dextral strike-slip fault with an advanced Riedel fault system can be identified on the 3D seismic survey. The timing of the structure must be Pannonian as these strata are also affected. Since some of the faults reach the surface, this younger deformation may be a part of a neotectonic phase. The extension which is responsible for the faults is ENE-WSW. In addition to these structures there are atectonic features. These faults are the product of differential 76
compaction, which can be explained by the deposition of different thickness of sediments above the basement. Polygonal faults can also be recognised in the shelf slope sediments. The hydrocarbon fields are located above the basement highs, which were caused by the reactivation of the Cretaceous faults, the faults of the young deformation and differential compaction. These traps are only found in the lower sediments (Szolnok Formation) below the shelf slope Algyő Formation. This means that the faults are sealing within the shelf slope section and shallower sediments, while also providing hydrocarbon migration pathways inside the lower sedimentary sequence.
77
9. Köszönetnyilvánítás Diplomamunkám elkészítésében nagyon sokak segítettek szakmailag és egyéb módon is. Elsősorban szeretnék köszönetet mondani témavetőimnek Csizmeg Jánosnak és Szilágyi Imrének és konzulensemnek Dr. Fodor Lászlónak. Az ő segítségük és támogatásuk nélkül ez a munka nem valósulhatott volna meg. Mindig készséggel álltak rendelkezésemre akár szakmai, akár a dolgozat összeállítását illető kérdéssel fordultam hozzájuk. A nagymértékű szakmai segítségükért szeretnék köszönetet mondani még Dr. Sztanó Orsolyának, Dr. Horváth Ferencnek, Gellért Balázsnak, Fülöp Katalinnak, Tőkés Lillának, Bereczki Lászlónak, Balázs Attilának és Petrik Attilának. Ezen kívül hatalmas segítséget jelentett számomra Visnovitz Ferencnek a Petrel szoftver használatában nyújtott támogatása és útmutatása. Külön szeretném megköszönni az adatok hozzáférésében nyújtott segítséget Scott Schulznak, Csizmeg Jánosnak és Fülöp Katalinnak. Szintén az adatokért tartozom hatalmas hálával a Magyar Horizont Energia Kft-nek és a MOL Nyrt-nek. Továbbá köszönettel tartozom csoporttársaimnak a nem csak szakmai kérdésekben nyújtott segítségért. Szeretném kiemelni Budai Somát, Kovács Zsófiát, Pável Edinát, Sarrang Jennifert, Szőts Gergelyt, Temes Mihályt és Várkonyi Enikőt. Hozzájuk mindig fordulhattam kérdéseimmel, panaszaimmal és sikereimmel is. A dolgozat átnézését köszönöm Ihász Évának, volt irodalomtanáromnak, aki fáradságos munkával átolvasta és javította diplomám helyesírási és nyelvhelyességi hibáit. Utolsónak, de semmi képen sem utolsó sorban szeretném megköszönni a támogatást a családomnak és barátaimnak. A megértést, hogy ilyen kevés időt tudtam rájuk szánni a dolgozat elkészítése során. Külön köszönetet érdemel édesanyám és párom, akik végig kísértek az úton, és nem rótták fel az otthon elvégzendő feladatok hiányát. A dolgozat az ELTE-TTK Általános és Alkalmazott Földtani Tanszék szeizmikus laborjában készült, így a megteremtett szoftver és hardver háttérért is szeretnék köszönetet mondani a tanszéknek, a MOL Nyrt-nek és a TXM Kft-nek. Minden itt felsorolt személynek és cégnek szeretném megköszönni, a dolgozat elkészítése közben nyújtott segítségüket, amely nélkül az nem jöhetett volna létre.
78
Irodalomjegyzék BADA, G., HORVÁTH, F., GERNER, P., FEJES, I., 1999: review of the present-day geodynamics of the Pannonian basin: progress and problems – Geodynamics, vol. 27, p. 501-527. BADA G., HORVÁTH, F., DÖVÉNYI, P., SZAFIÁN, P., WINDHOFFER, G., CLOETINGH, S., 2007: Present-day stress field and tectonic inversion in the Pannonian basin – Global and Planetary Change, vol. 58, p. 165-180. BADA, G., SZAFIÁN, P., VINCZE, O., TÓTH, T., FODOR, L., SPIESS, V., HORVÁTH, F., 2010: Neotektonikai viszonyok a Balaton keleti medencéjében és tágabb környezetében nagyfelbontású szeizmikus mérések alapján – Földtani Közlöny, Budapest, vol. 140/4, p. 367-390. BARIC, G., MESIC I., and JUNGWIRTH, M., 1998: Petroleum geochemistry of the deep part of the Drava Depression, Croatia – Organic Geochemistry, vol. 29/1-3, p. 571-582. CARTWRIGHT, J. A., 1994b: Episodic basin-wide fluid expulsion from geopressured shale sequences in the North Sea basin – Geology, vol. 22, p. 447-450. CARTWRIGHT, J. A. and DEWHURST, D. N. 1998: Layer-bound compaction faults in fine-grained sediments – GSA Bulletin, vol. 110/10, p. 1242-1257. CARVER, R. E., 1968: Differential compaction as a cause of regional contemporaneous faults – AAPG Bulletin, vol. 52/3, p. 414-419. CHOPRA, S. and MARFURT, K. J., 2007: Seismic Attributes for Prospect Identification and Reservoir Characterization – SEG Geophysical Developments Series No. 11, pp. 187-218. CSÁSZÁR, G., 2002: Urgon formations in Hungary – Geol Hung Ser Geol, Hungarian Geological Institution, Budapest, vol. 25, p. 208. CSONTOS, L. és NAGYMAROSY, A., 1998: The Mid-Hungarian line: a zone of repeated tectonic inversions – Tectonophysics, vol. 297, p. 51-71. DANK, V., 1988: Petroleum geology of the Pannonian Basin, Hungary: an overview IN The Pannonian Basin – A Study in Basin Evolution Edited: L. ROYDEN and F. HORVÁTH, AAPG Memoir, vol. 45, p. 319-331. 79
DOBRÁDI, E., 2012: Deformation of the Pannonian lithosphere and related tectonic topography: a deph-to-surface analysis – Utrexht Studies in Earth Sciences, PhD dissertation, pp. 10-28. FODOR, L., BADA, G., CSILLAG, G., HORVÁTH, E., RUSZKICZAY-RÜDIGER, Zs., PALOTÁS, K., SÍKHEGYI, F., TÍMÁR, G., CLOETINGH, S., HORVÁTH, F., 2005: An outline of neotectonic structures and morphotectonics of the western and central Pannonian Basin – Tectonophysics, vol. 410, p. 15-41. FODOR, L., UHRIN, A., PALOTÁS, K., SELMECZI, I., TÓTHNÉ MAKK, Á., RIZNAR, I., TRAJANOVA, M., RIFELJ, H., JELEN, B., BUDAI, T., KOROKNAI, B., MOZETIC, S., NÁDOR, A.,
LAPANJE, A., 2011: A Mura-Zala-medence vízföldtani elemzést
szolgáló földtani-szerkezetföldtani modellje – Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése, Budapest, pp. 1-46. GAY, A., LOPEZ, M., COCHONAT, P., SERMONDADAZ, G., 2004: Polygonal faultsfurrows system related to early stages of compaction – upper Miocene to recent sediments of the Lower Congo Basin – Basin Research, vol. 16, p. 101-116. HAAS, J. és PÉRÓ, Cs., 2004: Mesozoic evolution of the Tisza Mega-unit – Int J Earth Science vol. 93, p. 297-313 HAAS, J., BUDAI, T., CSONTOS, L. FODOR, L., KONRÁD, Gy., 2010: Magyarország prekainozoos földtani térképe, 1:500 000 – MÁFI kiadványa, Budapest HAAS, J., 2014: Magyarország nagyszerkezeti helyzete IN Magyarország prekainozoos medencealjzatának földtana Edited: János Haas és Tamás Budai – Magyar Földtani és Geofizikai Intézet, Budapest, pp. 8-9. HARANGI, Sz., SZABÓ, Cs., JÓZSA, S., SZOLDÁN, Zs., ÁRVA-SÓS, E., BELLA, M., KUBOVICS, I., 1996: Mesozoic igneous suites in Hungary: implications for genesis and tectonic setting in the northwestern part of Tethys – Int Geological Review vol. 38. p. 336-360. HONEA, J. W., 1956: Sam Fordyce-Vanderbilt Fault System of Southwest Texas – Gulf Coast Assoc. Geol. Socs. Trans., vol. 6, p. 51-54.
80
HORVÁTH F., 1995: Phases of compression during the evolution of the Pannonian Basin and its bearing on hydrocarbon exploration – Marine and Petroleum Geology, vol. 12, p. 837-844. HORVÁTH, F. és TARI, G., 1999: IBS Pannonian Basin Project: a review of the main results and their bearings on hydrocarbon exploration IN The Mediterranean Basins: Tertiary extension within the Alpine Orogen Edited: B. DURAND, L. JOLIVET, F. HORVÁTH and M. SÉRANNE : Geological Society London, Special Publication, vol. 156., pp. 195-213. HORVÁTH, F., 2005b: A pannon medence jelenkori geodinamikájának atlasza: Eurokonform térképsorozat és magyarázó – OTKA project T034928. HORVÁTH, F., 2007: A Pannon-medence geodinamikája, Eszmetörténeti tanulmány és geofizikai szintézis – Akadémiai doktori értekezés, Budapest, 1-240. Horváth, Zs., Molnár, J., Móriné Németh, I., 2000: 76. sz. Komlósd – szénhidrogén kutatási zárójelentése – MOL Rt., Budapest Horváth, Zs., 2011: 212. sz. Péterhida – szénhidrogén kutatási zárójelentése – MOL Rt., Budapest HORVÁTH, Zs. és GYURICZA, Gy., 2012: Dráva terület – Komplex érzékenységi és terhelhetőségi vizsgálati jelentése (szénhidrogén) – Magyar Bányászati és Földtani Hivatal, Budapest, pp. 1-173. IHS Inc. adatbázis – https://www.ihs.com/products/global-energy-map-services.html JAMCIC, D., 1995: The role of sinistral strike-slip faults in the formation of the structural fabric of the Slavonian Mts. (eastern Croatia) – Geologica Croatica, vol. 48, p. 155-160. KOVÁCS, S., SZEDERKÉNYI, T., HAAS, J., BUDA, Gy., CSÁSZÁR, G., Nagymarosy, A., 2000: Tectonostratigraphic terranes in the pre-Neogene basement of the Hungarian part of the Pannonian area – Acta Geologica Hungary vol. 43/3, p. 225-328. KOVÁCS, Zs. és GYURICZA, Gy., 2014: Mecsek-Nyugat szénhidrogén koncesszióra javasolt terület komplex érzékenységi és terhelhetőségi vizsgálati jelentése – Magyar Bányászati és Földtani Hivatal, Budapest, pp. 1-186. 81
KŐRÖSSY, L., 1989: A dráva-medencei kőolaj- és földgázkutatás földtani eredményei – Általános Földtani Szemle, vol. 24, p. 1-122. LENKEY L., DÖVÉNYI P., HORVÁTH F., CLOETINGH, S. A. P. L., 2002: Geothermics of the Pannonian basin and its bearing on the neotectonics – European Geosciences Union Stephan Mueller Special Publications Series, vol. 3, p. 29-40. LUCIC, D., SAFTIC, B., KRIZMANIC, K., PRELOGOVIC, E., BRITVIC, V., MESIC, I., TADEJ, J., 2001: The Neogene evolution and hydrocarbon potential of the Pannonian Basin in Croatia – Marine and Petroleum Geology, vol. 18, p. 133-147. MAGYAR, I., RADIVOJEVIC, D., SZTANÓ, O., SYNAK, R., UJSZÁSZI, K., PÓCSIK, M., 2013: Progradation of the paleo-Danube shelf margin across the Pannonian Basin during the Late Miocene and Early Pliocene – Global and Planetary Change, vol. 103, p. 168-173. MANDIC, O., de LEEUW, A., BULIC, J., KUIPER, K. F., KRIJGSMAN, W., JURISIC-POLSAK, Z., 2012: Paleogeographic evolution of the Southern Pannonian Basin: 40Ar/39Ar age constraints on the Miocene continental series of Northern Croatia, Int J Earth Sci, vol. 101, p. 1033-1046. MÁRTON B., JÁRAI, Z., SZABÓ, L., 2011: Kutatási zárójelentés a Lenti-Letenye-CsurgóBarcs szénhidrogén kutatási területre – Magyar Horizont Energia Kft., Budapest MATENCO, L. and RADIVOJEVIC, D., 2012: On the formation and evolution of the Pannonian basin: constraints derived from the orogenic collapse recorded at the junction between Carpathians and Dinarides – Teconics, vol. 31/6, TC6007 MCKENZIE, D., 1978: Some remarks on the development of sedimentary basins – Earth and Planetary Science Letters, vol. 40, p. 25-32. PAMIC, J., 1998: North Dinaridic Late Cretaceous-Paleogene subduction-related tectonostratigraphic units of Southern Tisia, Croatia – Geologica Carpathica, vol. 49, p. 341-350. PAVELIC, D., 2001: Tectonostratigraphic model for the North Croatian and North Bosnian sector of the Miocene Pannonian Basin System – Basin Research, vol. 12, p. 359-376.
82
PRELOGOVIC, E., SAFTIC, B., KUK, V., VELIC, J., DRAGAS, M., DUBRAVKO, L., 1998: Tectonic activity in the Croatian part of the Pannonian basin – Tectonophysics, vol. 297, p. 283-293. QILIANG, S., SHIGUO, W., GENSHUN, Y., FULIANG, L., 2009: Characteristics and Formation Mechanism of Polygonal Faults in Qiongdongnan Basin, Northern South China Sea – Journal of Earth Science, vol. 20/1, p. 180-192. ROYDEN, L., HORVÁTH, F., BURCHFIEL, B C., 1982: Transform faulting, extension, and subduction in the Carpathian Pannonian region – Geological Society of America Bulletin, vol. 963, p. 717-725. ROYDEN, L., HORVÁTH, F., 1988: The Pannonian Basin: A case study in basin evolution – AAPG Memoir, vol. 45, p. 394. SAFTIC, B., VELIC, J., SZTANÓ, O., JUHÁSZ, Gy. and IVKOVIC, Ž., 2003: Tertiary Subsurface Facies, Source Rocks and Hydrocarbon Reservoir in the SW Pannonian Basin (Northern Croatia and South-Western Hungary) – Geologica Croatica, Zagreb, vol. 56/1, p. 101-122. SCHLUMBERGER, 2011: Petrel Geophysics Course. SCHMID, S. M., BERNOULLI, D., FÜGENSCHUH, B., MATENCO, L., SCHEFER, S., SCHUSTER, R., TICHLER, M., USTASZEWSKI, K., 2008: The Alpine-CarpathianDinaric organic system: correlation and evolution of tectonic units – Swiss J Geosci, vol. 101, p. 139-183. SHERIFF, R. E., 1991: Encyclopedic Dictionary of Exploration Geophysics. STENEGA, L., GÉCZY, B., HORVÁTH, F., 1975: Late Cenozoic Evolution of the Pannonian Basin – Tectonophysics, vol. 26, p. 71-90. SZEDERKÉNYI, T., HAAS, J., NAGYMAROSY, A. and HÁMOR, G., 2013: Geology and History of the Evolution of the Tisza Mega-Unit IN Geology of Hungary, Edited: János Haas – Springer, Budapest, pp. 103-148. TARI, G., HORVÁTH, F., RUMPLER, J., 1992: Styles of extension in the Pannonian Basin – Tectonophysics, vol 208, p. 203-219.
83
TARI, G., DÖVÉNYI, P., DUNKL, I., HORVÁTH, D., LENKEY, L., STEFANESCU, M., SZAFIÁN, P., TÓTH, T., 1999: Lithospheric structure of the Pannonian basin derived from seismic, gravity and geothermal data – Geological Society, London, Special Publications, vol. 156, p. 215-250. TARI, V., 2002: Evolution of the northern and western Dinarides: a tectonostratigraphic approach – EGU Stephan Mueller Special Publication Series, vol. 1, p. 223—236. TORMÁSSY, I., TÁSKA, Cs., VARGA, I., VÁNDOR, B., KOVÁCS, F., LANTOS, M., BUDA, E., GILICZ, B., ZÁCSFALVI, F., PUNGOR, J., 1975: Görgeteg-Babócsa (GB, GBK) terület kutatási zárójelentése – OKGT, Budapest. TORMÁSSY, I. and PAULIK, D., 1987: Barcs-Nyugat terület felderítő fázisú kutatási zárójelentése – OKGT, Budapest. UHRIN, A., MAGYAR, I., SZTANÓ, O., 2009: Az aljzatdeformáció hatása a pannóniai üledékképződés menetére a Zalai-medencében – Földtani Közlöny, vol. 193/3, p. 273-282. VARGA, A., RAUCSIK, B., KEDVES, M., 2004: A dél-dunántúli eocén (paleogén) képződmények lehordási területének meghatározása I.: Ásványtani, kőzettani és palinológiai vizsgálati eredmények – Földtani Közlöny vol. 134/2, p. 175-200. VÁRKONYI,
A.,
2012:
Észak-Somogy
késő-kainozoos
deformációjának
és
üledékképződésének vizsgálata szeizmikus adatok alapján – Diplomamunka, ELTE Regionális Földtani Tanszék, Általános és Alkalmazott Földtani Tanszék, Budapest, pp. 1-92. VELLEDITS, F., HORVÁTH, G., SZABÓ, B., 2013: Investigation of the Badenian sediments of the Istvándi II. mining plot area – Budapest, pp. 1-80.
84
85
