DEBRECENI EGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI ÉS TECHNOLÓGIAI KAR FÖLDTUDOMÁNYI INTÉZET TERMÉSZETFÖLDRAJZI ÉS GEOINFORMATIKAI TANSZÉK ÁSVÁNY- ÉS FÖLDTANI TANSZÉK Pleisztocén- holocén folyóvízi képződmények elterjedése és vertikális felépítése egy választott (kisvárdai) mintaterületen különös tekintettel a vízadó rétegekre.
kisvarda_k133
kisvarda_k152 kisvarda_k134 kisvarda_k130 kisvarda_b131 kisvarda_k139
kisvarda_k136 kisvarda_k137
X: 323256,00 Y: 875789,00 Z: 107,48 m Mélység: 210,00 m
Horizontális torzítás = 1 : 450 Vertikális torzítás = 1 : 300
X: 324845,00 Y: 874144,00 Z: 96,88 m Mélység: 200,00 m
X: 325618,00 Y: 874868,00 Z: 96,99 m Mélység: 200,00 m
X: 325070,00 Y: 874074,00 Z: 97,59 m Mélység: 210,00 m
s
p
s -20
0
20
0
kisvarda_b147 kisvarda_k149
X: 321740,00 Y: 876085,00 Z: 107,33 m Mélység: 204,00 m
ma_40
-40
X: 325072,00 Y: 874825,00 Z: 97,93 m Mélység: 210,00 m
20
40
60
80
100
p
X: 322929,00 Y: 875559,00 Z: 104,71 m Mélység: 61,00 m
am_40
-40
-20
0
20
0
20
40
60
80
100
120
[m 0]
s
p
X: 324769,00 Y: 873888,00 Z: 96,43 m Mélység: 150,00 m
kozet
20
40
0
20
40
60
80
s s
0
20
40
p
kozet
tg
ma_40
0
20
40
0
20
40
0
60
[m 0]
200
400
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
2000
2200
2400
2600
2800
3000
3200
3400
3600
3800
4000
4200
4400
n
n
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
2000
2200
2400
2600
2800
3000
3200
s
p
p
-20
0
20
0
am_40
-40
-40 -40
p
am_40
am_40
20
40
60
80
100
120
[m 0]
[m 0]
100
100
-20
0
20
0
20
40
60
80
100
120
-20
0
20
0
20
40
60
80
[m 0]
ma_40
-20
0
20
40
0
20
40
60
80 s
[m 0]
p
p
ma_40
-20
0
20
40
0
20
40
60
80
10
[m 0]
ma_40
ma_40
-40 -20
p
-20
p
-40
[m 0]
X: 324950,00 Y: 874553,00 Z: 98,71 m Mélység: 100,00 m
s s
X: 320641,00 Y: 875701,00 Z: 108,20 m Mélység: 150,00 m s
0
[m 0] s
Horizontális torzítás = 1 : 2000 Vertikális torzítás = 1 : 300
kisvarda_k156
X: 321585,00 Y: 876328,00 Z: 104,67 m Mélység: 173,00 m
am_40
-20
0
20
40
60
-20
0
20
40
0
20
40
60
80
80
[m 0]
[m 0]
kisvarda_k146
X: 321591,00 Y: 876118,00 Z: 104,00 m Mélység: 130,00 m
120
[m 0]
[m 0]
6
10
20
30
20 40
30
5
50 m
40
50
60
50
60
4
70
100
80
90
100
100
100
100
100
3
100
100
100
2 1 200
200
0
200
200
200 200
Témavezetők: Dr. Lóki József tanszékvezető, egyetemi tanár Demeter Gábor egyetemi adjunktus Püspöki Zoltán egyetemi adjunktus
DEBRECEN 2009
Készítette: Szücs Enikő V. évfolyam Geográfus/ Tájvédő
100
120
TARTALOMJEGYZÉK
1. TÉMA ÉS TERÜLETVÁLASZTÁS INDOKLÁSA, CÉLKITŰZÉSEK ............................ 3 2. MÓDSZEREK ................................................................................................................... 5 2.1 Az adatbázis bemutatása ....................................................................................................... 5 2.2 A felhasznált szoftverek ismertetése ...................................................................................... 7
3. A FOLYÓVÍZI RÉTEGSOROK ELEMZÉSÉNEK ELMÉLTEI ÉS GYAKORLATI HÁTTERE .......................................................................................................................... 14 3.1 Folyóvízi rétegsorok fáciesei és kapcsolatuk a mederfejlődéssel .........................................14 3.1.1 A meder üledékei („bed loads”) és felhalmozódási környezeteik – a zátonyok .................................14 3.1.2 Az ártéri üledékek és felhalmozódási környezeteik („overbank deposits”) .......................................15 3.1.3 Folyóvízi fáciesek és szakaszjellegek kapcsolata – folyóvízi üledékes rendszer egységek ................17
3.2 Geofizikai adatok szerkezete és értelmezése.........................................................................18 3.2.1 A mélyfúrási geofizika feladata és módszerei .................................................................................18 3.2.2 Természetes potenciál-szelvényezés ...............................................................................................18 3.2.3 A kőzetek fajlagos ellenállása ........................................................................................................19 3.2.4 Természetes gamma .......................................................................................................................20 3.2.5 Vízkutató fúrások geofizikai vizsgálata ..........................................................................................20
4. A Nyírség negyedidőszaki fejlődéstörténetének eseményei .............................................. 22 4.1 A negyedidőszaki fejlődéstörténet ........................................................................................22 4.2 A mai felszín kialakulása (holocén) ......................................................................................25
5. A NYÍRSÉGI HORDALÉKKÚP ALEGYSÉGEI ............................................................ 27 5.1 Szedimentációs egységek lehatárolása, a korrelációs szintek kijelölése ..............................27 5.2 A szedimentációs egységek jellemzése a geofizikai korrelációs szelvények alapján ............28
6. A KISVÁRDAI HORDALÉKKÚP FÖLDTANI FELÉPÍTÉSE ..................................... 31 6.1. A rétegsor általános jellemzése ............................................................................................31 6.2 Az alluviális ciklusok fáciesjellemzői ....................................................................................31 6.3 Alluviális rendszeregységek a kisvárdai hordalékkúpban ...................................................33
7. GEOSTATISZTIKAI MODELLEK A KISVÁRDAI MINTATERÜLETEN................... 34 8. ÖSSZEFOGLALÁS ........................................................................................................ 44
2
1. TÉMA ÉS TERÜLETVÁLASZTÁS INDOKLÁSA, CÉLKITŰZÉSEK Magyarország Európai Unióhoz való csatlakozásával különösen fontossá vált természeti adottságainak felmérése és érzékenysége. Természeti kincsei közül egyik legfontosabb a víz, melyet gazdasági, ipari és turisztikai célokra egyaránt használnak. Ezért váltak fontossá az ivóvíz minőségével és a vízbázis védelmével kapcsolatos vizsgálatok, melyekhez elengedhetetlen a terület földtani felépítésének és a vízadó rétegek szennyezésérzékenységének ismerete. A Kárpát-medence északkeleti részének negyedidőszaki fejlődéstörténete során jelentős folyóvízi eredetű rétegösszlet halmozódott fel, amely védett felszín alatti vízkészletet tárol. Ez a készlet a határ két oldalán lévő vízkivételi művek bázisául szolgál, ezért fontos ismerni a vízadó rétegek elhelyezkedését, kapcsolatát más rétegekkel és szennyezésérzékenységüket. Ehhez szükséges a rétegsor általános vertikális felépítésének és horizontális tagolódásának ismerete. A közüzemi vízművek vízbázisainak jelentős része ugyanis sérülékeny környezetben helyezkedik el. Sajnos az esetek nagy többségében nem került sor a védelmet szolgáló kutatásokra, intézkedésekre és a vízellátás biztonságát szolgáló megfigyelőrendszerek kiépítésére, így ezeket a már meglévő vízbázisokon utólag kell elvégezni. Kisvárda a Nyírség hordalékkúpjára települt, mely hordalékkúp hazai és nemzetközi viszonylatban is jelentős vízkészlettel bír. Kisvárda területén két vízmű is található, melyek vízadó rétegei – tekintettel a terület medencejellegére, a felszíni és felszínalatti vizek áramlásának és utánpótlódásának irányaira – nagy valószínűséggel szintén sérülékeny területen helyezkednek el. A diplomamunkámban egy általunk létrehozott adatbázis segítségével szeretném a rétegsor vertikális és horizontális tagolódásának ismeretében, egy szekvencia- sztratigráfiai módszereken alapuló őskörnyezeti rekonstrukció segítségével az egykori meder és ártéri fácieseket, mint szennyezésre érzékeny és kevésbé érzékeny zónákat bemutatni. A terület rétegtani felépítésének jobb megismerése érdekében térinformatikai módszereket is alkalmaztunk, melyek segítségével vizsgálható a területet felépítő rétegsor jellege. A további kutatások során a környező települések fúrásainak bevonásával egy bővebb adatbázis felállítását és a ciklusok korrelációját szeretnénk elvégezni egy MátészalkaLeveleki földtani szelvénnyel. Az általunk végzett kutatások és Nyíregyháza – Levelek – Mátészalka térségében végzett kutatások adatainak összesítésével regionális léptékű vizsgálatokra és összefüggések bemutatására nyílik lehetőség.
3
A célok eléréséhez a következő lépéseken keresztül jutottunk el: 1. Megvizsgáltuk a hordalékkúp-épülés általános, elméleti vonásait és a területen jelentkező sajátosságait. 2. A korábbi kutatások eredményeit összegezve, egyben előkészítve őket a további kiértékeléshez a papír alapú adatokat digitalizáltuk (Adobe Photoshop és GeoGörbe programok segítségével). 3. Majd egységes szerkezetű adatbázisba rendeztük őket (Microsoft Access alapú adattáblákba). 4.
A
szekvencia-sztratigráfiai
alapú
kiértékeléshez
az
adatbázis
felhasználásával
fúrásnaplókat, keresztszelvényeket szerkesztettünk (GeoPlot programmal), s elvégeztük az adott eseményhorizonthoz tartozó ciklusok azonosítását. Ez a módszer segített a litológiai egységek horizontális és vertikális kapcsolatainak feltárásában. 5. Ezt követően az adatbázis és a szelvények segítségével voxel (3D pixel) alapú interpolált 3 dimenziós raszteres modellt állítottunk elő a mintaterületre (Rockware program segítségével). Elkészítettük a kőzetvázmodellt, fáciesmodellt, és a P-típusú adatokra alapuló ellenállásmodellt, valamint a grid alapú sztratigráfiai (rétegtani) modellt (amely a modellek alegységeként szolgált) 6. Végül a modell és a litológiai, valamint ellenállás adatok felhasználásával meghatároztuk a szennyezési ablakok előfordulását, kiszámoltuk a vertikális és a horizontális k-tényező értékeit.
4
2. MÓDSZEREK 2.1 Az adatbázis bemutatása A Nyírségi hordalékkúp kisvárdai szakaszának földtani rekonstrukciójához szükséges adatokat adatbázisban tároljuk. A nagy mennyiségű adat együttes kezelését és azok részletes kiértékelését az adatbázis végzi, s az adatok vizuális kiértékelését a kapcsolt térinformatikai rendszerek teszik lehetővé. A diplomamunkám elsődleges feladata egy hosszútávon fejleszthető és felhasználóbarát adatbázis építése volt. A 3,5 éves munka során létrehozott adatbázis adatainak csak egy része került felhasználásra jelen diplomamunkában. Az adatbázis Microsoft Access alapú a beviteli mező Excel típusú. Az adtabázis alapját az Országos Földtani és Geofizikai Adattár dokumentációs anyaga szolgáltatta. A táblák oszlopait (mezőket) és rekordjait az adatok jellege határozta meg. Mezőkben kerültek tárolásra az objektumok (fúrás, réteg stb.) tulajdonságai. Rekordot jelent egy- egy fúrás (pl. alapadat) vagy akár egy- egy fúrásszakasz (pl. litológia). Kapcsoló mezőként a fúrás azonosítója szolgált. Az adatbázis jelenleg 91 fúrás adataiból áll. A fúrás mélység 20- 1200m között változott, a fúrások átlagos mélysége 110m. A térképi és vetületi megjelenítést GeoMedia térinformatikai programmal végeztük. Egyes részfeladatokhoz a GeoPlot szelvényszerkesztő és a GeoGörbe értékleolvasó programot használtuk. Az adatbázis hat fő táblát tartalmaz, melyek sajátosságait röviden az alábbiakban mutatom be. Alapadatok Ez a tábla tartalmazza a fúrásokra jellemző alapvető adatokat. Az ID számot minden táblában azonos módon adtuk meg, ez szolgál kapcsoló mezőként. A tábla tartalmazza továbbá a megyét és települést, melynek közigazgatási területére esik az adott fúrás, a fúrás kivitelezésének évét, a furat talpmélységét, EOV x, y, z koordinátáit. Az alapadat koordinátái fontosak, hiszen ennek segítségével a GeoPlot program méretarányos földtani szelvényeket szerkeszt. A tábla 91 rekordot tartalmaz.
5
1.Ábra: Az adatbázis Alapadat táblája Litológia A tábla készítése során a fúrásnapló szöveges leírásait foglaltuk össze. Külön mezőként jelenik meg a rétegek felső és alsó határa, kőzet típusa, színe, kötöttsége, mész-, és fosszíliatartalma illetve kora. Ezek alapján minden rétegről és rétegsorról a lehető legtöbb adatot vittük adatbázisba, elősegítve az egyes fúrásokban szereplő és egymásnak megfeleltethető rétegek azonosítását. Ez szolgálhat a földtani- rétegtani és fáciestani rekonstrukciók alapjául. Ugyancsak litológiai alapon történik a víztartó és vízzáró rétegek azonosítása és összekapcsolása. Karotázs Ez a legnagyobb terjedelmű tábla, mivel egy fúráshoz átlagosan 6-7 mező tartozik, így ebben a táblában tároltuk az adatok több mint felét. Ez a tábla ugyanúgy fontos szerepet játszik a szelvényszerkesztésben, mint a Litológia tábla. A fúrásleírásokban szereplő görbéket képszerkesztőbe olvastuk be, majd a megfelelő skálával ellátva átrajzoltuk. Egy rekord egy képpontot takar. A felbontásnak megfelelően egy pixel kb. 7 cm-s pontosságot eredményezett. 6
A képpontokhoz a GeoGörbe program segítségével konkrét számértékeket rendeltünk és az adatbázisba mentettük. A geofizikai naplókban általában szerepeltek a természetes potenciál (sp), a feküs és fedős (am,mn) gradiens és potenciál szondák által mért ellenállásgörbék, természetes gamma, gamma- gamma és neutron gamma görbék. Csövezés A kút kialakítására jellemző adatokat tartalmazza, melyek szerepe a szűrőrakatok helyének feltüntetésével a termelt rétegek azonosítása volt. Kémia A kivitelezés során a kutakból kémiai elemzés céljából vízmintát vettek. Elsősorban vas, mangán, kálium, kálcium, magnézium, nátrium, ammónium kationok koncentrációját mérték, továbbá az anionok közül a szulfát, nitrát, nitrit, klorid koncentrációját vizsgálták. Mérték továbbá a PH-t, lúgosságot, összoldottanyag- tartalmat és KOI-t. Az adatbázis segítségével ezek az értékek térképen is megjeleníthetők. Hidrodinamika A kútra a kialakítás idején jellemző nyugalmi vízszint értékét, a kitermelésre szánt vízadó rétegekben különböző termelési intenzitás mellett beálló depressziós tölcsér értékét, továbbá a kitermelt víz hőfokát mutatja.
2.2 A felhasznált szoftverek ismertetése Az adtabázis-építés elsődleges feladata az adtagyűjtés, melyhez hozzá tartozik a mélyfúrásokban készült karottázsok, geofizikai görbék adatainak rendszerezése is. Ezen adatokat az Adobe Photoshop program segítségével digitalizáltam be egy papírlapról szkennelt kép alapján.
7
2.Ábra: Geofizikai görbék digitalizálása Adobe Photoshop programmal A munkafolyamat végén a görbéket megfelelő állapotba mentettem, hogy a GeoGörbe EZ program be tudja olvasni. A GeoGörbe EZ segítségével a pixeles állományhoz konkrét számértékeket rendelek, mely adatokat Microsoft Access táblákban tároltam.
3.Ábra: Geofizikai görbék feldolgozása Geogörbe EZ programmal A GeoGörbe program az adatfeldolgozást BMP, JPEG, GIF képformátumokból végzi. A Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszékén fejlesztették ki a GeoGörbe programot, mely egy „karottázs digitalizáló” szoftver. A program segítségével a megfelelő előkészítés esetén automatikussá teszi a geofizikai görbék adatainak leolvasását. 8
Ezáltal a geofizikai szelvénnyel rendelkező fúrások dokumentációja megrövidül, a többi fúrás anyaga nagyon rövid idő alatt adatbázisba vihető. Az általunk megszerkesztett adatbázisból a GeoPlot segítségével bármilyen sorrendben és elrendezésben, vagyis tetszőlegesen kérdezhetem le az adatokat. A GeoPlot feladata fúrásnaplók és földtani szelvények rajzolása relációs adatbázis felhasználásával. Ezt a szelvényszerkesztő programot ugyancsak az Ásvány- és Földtani Tanszéken fejlesztették. A program az adatbázisból az anyagvizsgálati (litológiai, geofizikai stb.) adatokat a hozzájuk rendelhető x, y, z, koordinátákkal együtt válogatja le, és vetíti ki egy vektoros alapú digitalizáló program munkafelületére. ( Gyula G.)
4.Ábra: Szelvénykészítés GeoPlot programmal Az így megjelenített fúrásrétegsorok közötti földtani korreláció a vektoros ábraszerkesztő program (SmartSketch) eszközkészletével gyorsan és pontosan valósítható meg.
9
5.Ábra: GeoPlot program által kirajzoltatott fúrásnapló A program lehetővé teszi, hogy kicsinyítve ill. torzítva az egyébként körülményesen kezelhető geofizikai adatok is ábrázolásra kerülhessenek. A GeoGörbe és GeoPlot programokat célirányosan a hazai archív földtani adatok hatékony és korszerű feldolgozására, újrahasznosítására fejlesztették ki, főként a medencekutatás, ill. vízföldtani kutatások szempontjait figyelembe véve, hiszen itt a geofizikai adatoknak kulcsszerepe van. A 2D alapú térinformatikai interpolációk, ú.m. izovastagság, homokszázalék térképek elkészítéséhez felhasználtam a Surfer 8 programot, mely segítségével az adatbázis adatainak térképi megjelenítése vált lehetővé. A 3D interpolációk elvégzéséhez a Rockware programot használtam. A Rockware program egyik előnye, hogy egyesíti magában a pixel (itt 3D pixel = voxel) alapú raszteres technikák (pl. Idrisi) és a grid alapú interpolált felszínekkel dolgozó programok (pl. Surfer) ábrázolástechnikai előnyeit. A másik, hogy a Rockware keretein belül a két rendszer műveletei (pl. Boolean-műveletek, halmazműveletek, szűrések, stb.) kombinálhatók. Az így kapott modellek grid és ASCII formátumban menthetők további műveletekhez (Statistica, SPSS). Ennek köszönhetően 3D modell alkotására nyílik lehetőség szemben a Surfer „2 és fél dimenziós” interpolált felszíneivel, különböző peremfeltételek alkalmazva. A geológiai célú modellezés szempontjából legfőbb hátránya viszont, hogy a törésvonalakat nehézkesen kezeli a program (bár képes ferde/kibillent rétegzést és görbült felszínű rétegzést előállítani, lásd: dip modelling, warp modelling), a vetők ezért flexúraként jelennek meg. Mivel a mintaterület kellően kicsi és a litológiai adatok, keresztszelvények alapján törést nem tudtunk kimutatni, ez a probléma nem korlátozta a program használhatóságát.
10
A
Rockware-ben
lehetőség
nyílik
litológiai
(kőzetváz),
sztratigráfiai
(eseményhorizont, idősík), intervallum-adat (I) és pont típusú adat (P) alapú 3D modellt készíteni, ezeket kombinálni (pl. a voxel alapú litológiai modell interpolált felszínekkel való elmetszése), illetve a jobb áttekinthetőség szempontjából, ezek derivált változatai (kerítésszelvény, 2D izovastagság és tszf. magasságot bemutató felszíntérképek) is előállíthatók. A szelvényszerkesztéskor a program képes arra, hogy egy bizonyos (állítható) pufferzónán belül az összes fúrást felhasználja az interpolált keresztszelvény elkészítéséhez. A litológiai (kőzetváz) modell voxel (3D pixel) alapú. Ennek előnye, hogy lehetővé válik a térfogat és - a sűrűség ismeretében - a tömegszámítás az egyes litológiai típusok esetében, s mindazon Boolean (logikai igen-nem műveletek, ahol az egyes adatok csak 0 vagy 1 értéket vehetnek fel) műveletek elvégezhetők, amelyek az Idrisin belül. Így egy adott kőzet mintaterületen belüli előfordulása (össztömeg) mellett az egyes önálló rétegek tömege is lekérdezhető. A voxel alapú modell legfőbb hátránya viszont, hogy a megadott x, y, z koordinátaértékeken belül a teljes alakzatot (hasábot) kitölti a litológiai interpretációval, még akkor is, ha csupán egy fúrás mélyült le az adott mélységig. Ez abban az esetben, ha pl. a fúrások a miocén alatt mezozoós üledékekkel folytatódnak, egyértelmű hiba, hiszen a szomszédos fúrások esetében ott is miocén üledékeket feltételez a rendszer, ahol már a mezozoikumban járunk. Hasonló a probléma a felszíni domborzat esetében. Esetünkben ez a probléma nem jelentkezett, hiszen a pleisztocén talpa nagyjából azonos mélységben, a terület egészén kimutatható volt a fúrásokban, s a felszín topográfiája sem volt túlságosan változatos. Világos tehát, hogy a helyes litológiai interpretáció érdekében a litológiai modellt el kell metszeni a felszínt és a pleisztocén talpat reprezentáló felülettel. Ehhez viszont először elő kell állítani a sztratigráfiai modellt, mely a két említett felületet tartalmazza. Ráadásul a kombinációnak is két módja van: az előre elkészített hasáb alapú litológiai modellt lehet utólag metszeni a két felülettel (grid filter funkció), vagy pedig, még a litológiai modell legyártása előtt beállítjuk a litológiai modell határaiként e két felületet (stratabound funkció), s ezt követően e két felület között történik meg a litológiai modell előállítása és interpretációja. A két módszer eltérő eredményt ad, jelen esetben az utóbbi tűnt helyesnek, ezért ezt alkalmaztuk.
11
A litológiai modell másik hibája, hogy a program – nem ismervén a törésvonalakat és = = = = = =
a szekvencia-sztratigráfiában a klinoform alapú interpretációt – a szomszédos fúrásokban azonos mélységben lévő agyagtesteket nagy valószínűséggel összeköti akkor is, ha ezek a szekvenciasztratigráfiai alapú interpretáció értelmében két eltérő korú ciklusban fordulnak elő, s így nyilvánvalóan van közöttük egy homoktest. Az így interpretált litológia tehát egyáltalán nem biztos, hogy a valós helyzetet tükrözi: ez különösen a szivárgási ablakok
meghatározásánál okozhat problémákat! Az ábrán az láthatjuk, hogy a 2 fúrás esetében a fúrások közé interpolált litológiai modell voxeljeinek attribútuma más lesz, mint egy sztratigráfiai értelmezés esetében lenne. Az intervallum típusú és pont típusú adatokból készült modellek szintén voxel alapúak, esetükben ugyanazon hibalehetőségek és peremfeltételek érvényesek, mint a litológiai modell esetében. Litológiai modellt csak abban az esetben lehet elmetszeni (vagy bármilyen más Boolean típusú műveletet végezni) sztratigráfiai modellel (illetve annak egyik interpolált felszínével), ha egyforma a területi kiterjedésük. A gyakorlatra lefordítva ez azt jelenti, hogy a modellnek megadandó minimum és maximum x,y,z koordinátáknak nemcsak egyformának kell lenniük a két, eltérő típusú modellnél, de egyben ténylegesen létező fúráskoordinátáknak is kell lenniük! Másképpen megfogalmazva: a pontok között interpolálni szabad, de rajtuk túl extrapolálni nem (nagyobb terület nem adható meg). Az utóbbi esetben ugyanis (ha nagyobb területet adunk meg, mint amennyit a fúrások ténylegesen lefednek) a litológiai modell területileg nagyobb kiterjedésű lesz (mivel itt a program tud extrapolálni), mint a sztratigráfiai (ebben az esetben a program nem fog extrapolálni), így a két modell kombinációja nem lehetséges. A vizsgálati területen itt ez azt jelenti, hogy a modellek a vizsgálati terület legészakibb részére nem terjednek ki, itt ugyanis nincs lemélyített fúrás, melyről rendelkezésre állnának adatok. Az eddig leírtak alapján világos, hogy a sztratigráfiai modell szerepe igen fontos, hiszen a téves litológiai interpretációk legegyszerűbben úgy kerülhetők el, ha minden egyes ciklushatár esetében is külön-külön gyártjuk le a litológiai modellt a cikluson belül. Tehát nem a létező modellt metsszük el a ciklushatárokkal, mert az a fent kifejtett interpretációs problémához vezet, hanem még az interpolálás előtt definiáljuk az interpolálás térbeli határait. E módszer további két előnyt nyújt: az így keletkező litológiai modellegységek (tömbszelvények) talpa és fedője megfelel egy-egy fáciestérképnek, ahol a talp a fluviális akkumulációs irányokat és az ártéri képződmények elterjedését mutatja be, ahol az utóbbiak 12
időben előre haladva egyre nagyobb helyet foglalnak el a fluviális képződmények rovására. Ez lehetőséget ad az őskörnyezet rekonstrukciójára, bizonyos esetekben a 3D tömbszelvény pedig utal a szin- és posztgenetikus tektonikus eseményekre, melyek miatt pl. az ártér több 10 m-rel a meder fölé magasodik. A módszer másik eredménye, hogy a ciklusonkénti tömbszelvények összegéből egy teljes litológiai modell készíthető – mely nyilvánvalóan különbözik attól, amelyet csak két felszínnel, a pleisztocén aljzattal és a jelenlegi felszínnel elmetszve készítettünk. Fáciestérképezés és őskörnyezetrekonstrukció
szempontjából
hasonló
jelentőségű az intervallum típusú (I) adatokból alkotott szintén voxel típusú modell: itt a különböző karottázs alakok kerültek kódolásra eltérő számokkal. A pont (P) típusú adatokból (ellenállás) hasonló módon, egységes tömbként, illetve ciklusonként előállított 3D modellek elsősorban szennyezésérzékenységi szempontból jelentősek. A vertikális k tényező képletének ismeretében a litológiai vagy P adatokat reprezentáló voxelek halmazán ugyanaz a művelet
(transzformáció)
elvégezhető
(solid math), így a vertikális k-tényező 3D modellje (illetve abból tetszőleges nívó) előállítható. 6. ábra: RockWorks program adatbázisának sztratigráfia táblája Külön előny, hogy ennek köszönhetően egy litológiai voxelnek pontosan egy P-típusú voxel feleltethető meg, az eredeti adatok közötti nagyságrendi különbségek kiküszöbölődtek. Így a kőzetváz, I – és P-típusú modelleket egymással is lehetséges kombinálni (pl. azon homoktestek leválogatása, ahol az elektromos ellenállás nagyobb, mint 30 ohmm – solid math). A P-típusú adatokból készült modell jó kontroll a kőzetfizikai alapon meghatározásra kerülő szennyezés-érzékenységhez (és fordítva).
13
3.A FOLYÓVÍZI RÉTEGSOROK ELEMZÉSÉNEK ELMÉLTEI ÉS GYAKORLATI HÁTTERE 3.1 Folyóvízi rétegsorok fáciesei és kapcsolatuk a mederfejlődéssel 3.1.1 A meder üledékei („bed loads”) és felhalmozódási környezeteik – a zátonyok Az üledék minőségétől, medereséstől, vízhozamtól függően különféle mederformák jönnek létre, melyek kölcsönhatásban állnak a vízszint esésével és a mederben uralkodó áramlási viszonyokkal. A kavalitatív és kvantitatív modelleken alapuló osztályozás eredményeként kialakult újabb felfogás szerint (Bridge 2003) a zátonyok belső szerkezetének, szemcseösszetételi viszonyainak és rétegzési jellegzetességeinek alakulásában nem annak van kiemelkedő jelentősége, hogy az illető zátony geomorfológiailag meder vagy szegély- (öv) zátony, hanem annak, hogy a zátonyfejlődés a kanyarulatfejlődés előrehaladásával expanziós, vagy a lerakódási környezetek folyásirányú eltolódásával transzlációs módon következik –e be. Előbbi esetben uralkodóan a folyásirányra merőleges, ún. laterális akkrécióval, utóbbi esetben folyásirány szerinti (downstream) akkrécióról beszélhetünk. A laterális akkrécióhoz kapcsolódó expanziós zátonyfejlődés esetében az alsó és felső zátonykomplexum között jelentős különbség alakul ki, mivel a kanyarulat (túl) fejlődésével a meder egyre távolabb kerül, s a vizsgált szelvény egyre ritkábban, végül már csak az áradások idején kerül elborítás alá, felszínén egyre finomabb szemű üledék települ, azaz fölfelé rövidülő és finomodó apróciklusok (ciklotémák) jönnek létre. A folyásirány szerinti transzlációs zátonyfejlődés esetében ezzel szemben a zátonytest első, folyásirány szerinti alsó (downstream) részének alsó zátonykomplexumára a hátulsó, folyásirány szerinti felső (upstream) zátonytest alsó zátonykomplexuma települ. Ennek következtében gyakorlatilag a teljes
zátonytest
azonos
értékű,
így egyenletes
szemcseszerkezetű
kisciklusokból
(ciklotémákból) épül fel. Az expanziós zátonyfejlődéssel létrejött zátonyok bázisát a zátonytest legdurvább üledéke
alkotja,
fölfelé
finomodó
szemcseösszetétel
és
bizonyos
magasságig
keresztrétegzettség jellemző. A zátony felső részére inkább a keresztlemezes rétegzés jellemző. A keresztlemezes rétegek síklemezes homokkal váltakozhatnak. A részleges lineáció és síkrétegzés a parti zónában a fröccszóna és visszafolyási áramlások övében jellemző, de feltételezhető a meder mélyén is. Az aleurit betelepülések vékonyak és elsősorban a rétegsor felső részéhez kötöttek, hozzájuk száradási repedések, gyökérnyomok, tőzegrétegek kapcsolódnak (Balogh 1991). A legfinomabb zátonyüledékek a zátony felszínén létrejött akkréciós topográfia bordákban található, melyek a folyó áradásához kötötten jönnek létre, s a vízszint
csökkenésével kerülnek szárazra, visszatartva a legfinomabb 14
mederhordalékot és a lebegtetett hordalék legdurvább frakcióját (Allen 1965). A zátony magasabb részein esetenként megjelenő sík rétegzés parti hatást tükrözhet. Az úszó növényi törmelékek a rönköktől a gallyakon át a levelekig, az övzátonyok fontos szerves alkotói. Transzlációs zátonyfejlődéssel létrejött zátonykomplexumok litológiai felépítésére a lencsésen kiékelődő, többnyire keresztrétegzett, ritkábban homogénnek tűnő, de ilyenkor is az áramlással szemben zsindelyeződő kavics- és homokrétegek megjelenése jellemző. A rétegek vastagsága néhány dm-től néhány méterig terjed. Rendszerint síklemezes szerkezetűek a homok és kavicsos homok rétegek. Keresztlemezes homokfodrok, vékony aleurit- és agyag közbetelepülések csak ritkán figyelhetők meg. Ritkák a lebegtetett hordalékból képződő finom szemű üledékek, mert az itteni áramlási viszonyok nem kedveznek lerakódásuknak és mert a zátonyok tetején leülepedett finomabb anyag a gyakori és gyors mederváltozás miatt könnyen erodálódik (Balogh 1991). E zátonyok képződése olyan környezetekben gyakori, ahol a vízhozam tág határok között ingadozik és a durva üledék utánpótlódása pedig bőséges (Balogh 1991). 3.1.2 Az ártéri üledékek és felhalmozódási környezeteik („overbank deposits”) Természetes gát (Folyóhát) A folyóhátak („leave”) az üledékekbe vágódó folyómedreket kísérő ékszerű elnyúlt homoktestek. Akkor képződnek, amikor a folyó kilép a medréből és az addig szállított üledék a partközelben lerakódik. Magasságuk a meder peremén vagy ahhoz közel éri el maximumát, ahol többnyire meredek, magas gátat formálnak, s innen lankás lejtővel fokozatosan mennek át az ártérbe. A legdurvább üledék a meder közvetlen közelében halmozódik fel, a finomabb üledék távolabb, a folyóhát alsóbb részén. A durva és finom üledékek összefogazódása jellemző a folyóhát üledékekre, s egyben ez az egyik legjellemzőbb tulajdonságuk is. A közbetelepülések mérete a folyóhát méretétől, ill. a folyó által szállított üledékek szemcseméretétől változik, s jól tükrözi a folyóhátak áradások során bekövetkező ismétlődő elöntését. (Allen 1965) Az ismételt elöntés és szárazra kerülés miatt az üledék tömörödik, oxidálódik és kilúgozódik, de az elöntés csak néhány napig vagy hétig tart így megköti a növényzet és felszínük talajosodik. Kitörési folt Nagyobb áradások esetén, a többletvíz a folyóhát alacsonyabb pontjain vagy szakadásain („fok”-okon) keresztül elhagyja a medret és fő meder mögött a mederüledék lerakódik. A későbbiekben a létrejött kitörés mentén az árvíz kimélyíti az új irányt, és akár egy új mellékág is létrejöhet a folyóhát felső szakaszán. Az erózió miatt a lejtő alsó részén
15
üledék-felhalmozódás jön létre, amely mögött az ártéren egy újabb üledéktömeg ún. kitörési folt („creavase splay”) rakódik le a gyakran szétváló vagy elágazó folyóágakból. A kitörési foltok többnyire benyúlnak az ártérre. Belső szerkezetüket a heterogenitás, a sekélyvízi állapotok és a gyors üledék lerakódás alakítják ki. A kitörési rendszer fő csatornája az anyameder mélyebb részén szállított üledékekkel van tele. A kitörési folt üledékei rendszerint durvábbak, mint a környező folyóhát üledékei és nagy mennyiségű növényi törmeléket és iszapklasztot tartalmaznak. A kitörési foltok helyi vízszint fölötti része jelentős mértékben tömörödhet, oxidálódhat és kilúgozódhat. Ártéri medence Az ártéri medencék a folyók ártéri síkságának legmélyebben fekvő részei. Rossz lefolyású, lapos, viszonylag jellegtelen térszínek, minimális térszínkülönbségekkel, melyek elhagyott vagy aktív, valamivel magasabb meander övek mentén létrejött alluviális hátakhoz kapcsolódnak vagy azok között fekszenek. Az ártéri medencék területén a lebegtetve szállított finom üledék rakódik le, miután a lebegtetett hordalék durvább frakciója már lerakódott az övzátonyok, a folyóhátak vagy a kitörési folt területén. Az ártéri medencékben gyakran figyelhető meg kis medrek hálózata, melyek részben régebbi vízhálózat maradványai. Ezeknek a medreknek kettős szerepe van, áradáskor az aktív medertől bevezetik a vizet az ártérre, míg a vízszint esésekor visszavezetik az ártéren raktározódott vizet az aktív mederbe. Az ártéri medencék mérete, alakja és helyzete az ártéri síkság fejlődésének függvénye. Az ártéri medence üledéktestei a folyómeder ill. alluviális hát irányában megnyúltak. A legfinomabb partfölötti üledékek többnyire az ártéri medence üledékei között találhatók. Jellemző, hogy ezek az üledékek egységes, bár változatos szövetű csoportot képeznek. Az ártéri medence lerakódásaiban ritkán mutatkoznak jól kivehető rétegzések. A széles ártéri síkságokon, ahol többszöri medervándorlás következett be, az ártéri medencéket alluviális hátak választják el egymástól. Száraz éghajlaton az ártéri medence egy száraz ártéri síkság, amelyen fák és füvek nőhetnek, vagy vándorló eolikus dűnemezők jelenhetnek meg. Nedves éghajlaton a jellemző sekélyvizek mocsarakat és folyóágak közötti tavi környezeteket alakítanak ki. A többszöri szárazra kerülés miatt az ártéri medence üledékei a vízszint ingadozásának következtében ki vannak téve a kiszáradásnak és a helyi oxidációnak. Gyakoriak a száradási és zsugorodási repedések. Üledékeiben igen jelentős mennyiségű szerves anyag található. A lápok és mocsarak üledékei helyenként nagy mennyiségben tartalmazzák édesvízi puhatestűek héjmaradványait. 16
3.1.3 Folyóvízi fáciesek és szakaszjellegek kapcsolata – folyóvízi üledékes rendszer egységek A vízfolyások üledékképződési viszonyait elsősorban az üledékszállító képesség és a rendelkezésre álló üledék viszonya határozza meg. Ennek megfelelően különböztetünk meg felső, középső és alsó szakaszjellegű vízfolyásokat. A felső szakaszjellegben az üledékszállítás túlsúlya, ennek megfelelően rendszerint bevágódás, a középső szakaszjellegű vízfolyásokban az üledékszállítás és lerakódás dinamikus, helyről-helyre és időről-időre váltakozó egyensúlya, az alsó szakaszjelleg esetén az üledék lerakódás túlsúlya a jellemző. A szakaszjellegek ilyen megközelítése ad leginkább alapot arra, hogy a vízfolyások üledékképződési rendszereit a szekvenciasztratigráfia szemléletmódjával közelíthessük, ahol is az alapvető szempont (általában tengeri környezetekről lévén szó) a rendelkezésre álló tér és a felhalmozódó üledék viszonyrendszere, s ennek megfelelően alakítanak ki ún. üledékes rendszer egységeket. A vízfolyások szakaszjellegei ezek szerint analóg módon tárgyalhatók egyfajta üledékes rendszeregységekként, de itt, tekintve, hogy nem stabil felhalmozódásról, hanem folyásirány szerinti többszörös áthalmozódásról van szó, nem a rendelkezésre álló tér, hanem a szállítási energia az, ami a rendelkezésre álló üledék komplementereként megjelenik. A lepusztulási folyamatokkal rendelkező felső szakaszjelleg ennek megfelelően párhuzamosítható
a
kisvízi
rendszeregységgel,
míg
a
közel
folyamatos
üledék-
felhalmozódással rendelkező alsó szakaszjelleg megfeleltethető a nagyvízi rendszeregységgel. Komoly problémát jelent ugyanakkor, hogy a középszakasz jellegű vízfolyások önmagukban is többfélék lehetnek, ill. folyamatos átmeneteket jelentenek a felső ill. alsó szakaszjellegű vízfolyásrendszerek irányába. Mivel a középszakasz jellegű vízfolyások a szállítás és felhalmozódás egyensúlya körüli ingadozással jellemezhetők, az egyensúlyban bekövetkező kismértékű ingadozások kimutatása szempontjából igen fontos annak érzékelése, hogy a zátony- ill. kanyarulatfejlődés az alsó-középszakaszra jellemző expanziós, vagy a felsőközépszakaszra jellemző transzlációs stádiumában van –e. Előbbi a kanyarogva feltöltő, utóbbi a kanyarogva bevágódó mederfejlődési folyamatokat képviseli. Az alsó középszakasz jellegű, kanyarogva feltöltő vízfolyások zátonytestei ennek megfelelően fölfelé finomodó homokkomplexumok, melyek a gyakori mederelhagyások következtében nagy vastagságú ártéri üledékek közé települnek. A felső középszakasz jellegű, kanyarogva
bevágódó
vízfolyások
ugyanakkor
fölfelé
egyenletes
szemcsézetű
homokkomplexumok, melyek között vékony ártéri üledéksorok települnek, ill. szélső esetben ezek kimaradásával akár többszintű, folyamatosan homokos kifejlődésű mederkomplexumok jöhetnek létre.
17
3.2 Geofizikai adatok szerkezete és értelmezése 3.2.1 A mélyfúrási geofizika feladata és módszerei A mélyfúrási geofizika a fúrásokkal harántolt rétegek kőzettani, rétegtani, fizikai jellemzőit
és
a
fúrólyuk
állapotát
vizsgáló
tudomány,
melynek
szerepe
a
nyersanyagkutatásban (szénhidrogén-, szén-, víz) jelentős. A mélyfúrási geofizika egyik alapfeladata, hogy a kutatófúrásban gyakran mintavétel nélkül (teljes szelvénnyel) harántolt rétegekről a lehető legteljesebb információt adja azok fizikai tulajdonságai révén. Ehhez a főfeladathoz járuló mellékfeladatok bizonyos technikai mérések (lyukátmérő, ferdeség, cementellenőrzés), a mélyfúrások közötti földtani korreláció és a felszínen végzett geofizikai mérések alátámasztása. Egyes földtani problémák is megoldhatók a szelvényezés adati alapján: rétegsorok korrelációja földtani szelvények szerkesztése üledékképződési ritmusok vizsgálata a rétegek horizontális és vertikális fácies- változásainak követése. A mélyfúrási geofizika segítségével meg lehet határozni a vízkutatásban: az optimális vízadó szinteket, porozitásukat. A geofizikai módszerek elvi alapja, hogy a különböző kőzetek fizikai sajátosságai, anyagi állandói eltérőek, így a mért fizikai mennyiségekből következtetni tudunk a fúrásokkal harántolt kőzetekre. A kőzet fizikai jellemzőire a kőzet összetétele (kőzetalkotó ásványok fizikai tulajdonságai), a repedezettség, porozitás, tömörödöttség, folyadéktelítettség, rétegnyomás és a réteghőmérséklet is hatással van (Karas Gy.1989). Az alábbiakban röviden bemutatom a vízkutató fúrások során alkalmazott legfontosabb lyukgeofizikai módszereket. 3.2.2 Természetes potenciál-szelvényezés A természetes potenciálok legegyszerűbb mérési formája, amikor a föld felszínén (N) és a fúrólyukban (M) egy-egy elektródát helyeznek el. A két elektród közötti potenciálkülönbséget a mélység függvényében regisztrálják s ez a természetes-potenciál szelvény (Spontan Polarisation). A fúrólyukba leengedett szondát állandó sebességgel fölfelé húzva, a mérőkörben jelentkező potenciált a mérőelektróda mélységével arányos skála mentén regisztrálják. A fúrólyukban a porózus és nem porózus rétegek, valamint a fúróiszap érintkezésekor fizikai-kémiai folyamatok játszódnak le, melyek potenciálokat keltenek (Karas Gy.1989). A fúrólyukban kialakult természetes potenciált több egyidejűleg fellépő potenciál 18
(diffúziós-,
adszorpciós-,
filtrációs-,
oxidációs-,
redukciós-
potenciál)
eredőjeként
értelmezzük. A diffúziós potenciál: különböző koncentrációjú oldatok (pl. sós víz) érintkezésekor lép fel, amikor nagyobb koncentrációjú oldatból ionok vándorolnak a hígabb oldat felé. Adszorpciós potenciál akkor alakul ki, amikor az oldatok nem közvetlenül érintkeznek, hanem bizonyos vastagságú agyag vagy márga közbetelepülése jellemző. A filtrációs potenciál oka, hogy a fúrás folyamán a permeábilis rétegek mentén, a fúrólyuk falán iszaplepény képződik, amely lezárja a réteget. A folyadékáramlás csak ezen az iszaprétegen át történhet. A fúróiszap filtrátumának az iszaplepényen és a kőzet pórusain át történő szűrődése szűrődési potenciálok keletkezését eredményezi. 3.2.3 A kőzetek fajlagos ellenállása A mélyfúrási geofizikában a leggyakrabban a kőzetek fajlagos elektromos ellenállását vizsgálják,
amely
a
kőzetek
ásványos
összetételétől,
szerkezetétől,
porozitásától,
repedezettségétől, a kőzet repedéseiben levő folyadék, gáz fajlagos ellenállásától függ. A kőzetek fajlagos ellenállása egy anyagi állandó. Egysége az ohmméter, ami egy 1m élhosszúságú kockának az ellenállása, melynek két szemben levő lapján keresztül az áram merőlegesen folyik. Az áram részben a szilárd kőzetvázban, részben a pórustérben levő folyadékban folyik (Karas Gy.1989). A méréshez lyukgeofizikai műszereket (szondákat) használnak. A leginkább elterjedt ellenállásmérő szondaelrendezés négy elektródát tartalmaz, melyek közül egyet vagy kettőt a felszínen földelnek, fúrólyukban pedig kettő vagy három elektróda van. A három lyukbeli elektródot a szondán úgy helyezik el, hogy a középső közelebb legyen az egyik szélsőhöz, mint a másikhoz, ezért két közeli és egy távoli elektródról beszélünk. Ha a két közeli elektród különböző típusú, akkor potenciálszondáról, ha azonos típusú gradiens szondáról beszélünk. A grádiensszondák két típusa a fedős és feküs grádiensszonda. Az előzőnél a közel fekvő elektródák felül, az utóbbinál alul helyezkednek el. A szondák csak homogén közegben adják meg a fajlagos ellenállást. Viszont a méréskor a szonda körüli tér soha sem homogén, ezért a mért értékeket látszólagos fajlagos ellenállásnak nevezzük. (Karas Gy.1989) A finomszemű pélites üledékek vezetőképessége a homokokénál jóval kedvezőbb, ellenállásuk viszonylag kicsi. Az agyagásványok felületén hidrátburok formájában víz kötődik meg, ami csökkenti a fajlagos ellenállásukat a száraz állapotukhoz képest. A pórustérfogat kicsi, kolloidális tulajdonságai miatt azonban rengeteg mobilizálható ionnal rendelkezik, melyek megkönnyítik az elektronok (töltések) áramlását. A homokos összletekre a nagyobb hézagtérfogat, porozitás a jellemző, a szabad és mobilis ionok száma viszonylag kevés. Ennek következményeképpen a vezetőképesség
19
viszonylag
kicsi,
az
elektromos
ellenállás
ennek
megfelelően
nagy.
Így
az
ellenállásgörbékben homoktestek esetében kiugró értékeket figyelhetünk meg más üledékfajtákhoz képest. A tiszta homok vagy homokkő kőzetváza nem vezeti az áramot, csak a pórusokat kitöltő víz, mely rendszerint sókat tartalmaz. Ebből következik, hogy azonos vagy közel azonos ionkoncentrációjú víz esetén a homok ellenállása a kőzetváz egyéb alkotóitól (pl. agyagszennyezés) függ. 3.2.4 Természetes gamma A természetes gamma- szelvényezés a rétegek besugárzási dózisteljesítményét méri. A természetes gamma mérések azon alapulnak, hogy minden üledék tartalmaz természetes radioaktív elemeket. Különböző radioaktív anyagok különböző energiájú gammasugarakat bocsátanak ki. Az egyik legfontosabb és leggyakoribb ilyen elem a kálium, melynek radioaktív izotópja alkalmas ilyen mérések végzésére. Mivel az agyagokban eleve sok kálium van (agyagpalában 2,7%, szemben a homokkő 1,1%-ával és a mészkő 0,28%-os értékével), ezért a természetes gamma görbe értéke agyagok esetében veszi fel a maximumot, vagyis pontosan fordítottan viselkedik, mint az ellenállásgörbe. Segítségével a fúrással harántolt földtani rétegek litológiai és sztratigráfiai vizsgálatait végzik. Ez a mérés a legtöbb (akár már béléscsövezett) fúrólyukban (utólag is) elvégezhető. A gamma-szelvényezés műszereiben részecske elektródként GM csövet és szcintillációs számlálót használnak. (Stegena 1970) 3.2.5 Vízkutató fúrások geofizikai vizsgálata Három fő feladat megoldását célozza: -víztárolásra alkalmas rétegek kimutatása -a réteghatárok mélységének és a rétegek vastagságának meghatározása -a víztározó rétegek egyes jellemzőinek (pl. porozitás, agyagosság, hőmérséklet) megállapítása A méréskomplexum rendszerint a következő szelvényeket tartalmazza: a.) Elektromos potenciál (SP) szelvény, mely a homok és az agyag elkülönítésére és a réteghatárok meghatározására szolgál. b.) Látszólagos fajlagos ellenállás szelvényt, melyből következtetni lehet a homokrétegek elárasztási viszonyaira, az alluviális fáciesek egyes lokálisan jellemző típusaira (mederhomok, mederzátony, övzátony, kitörési folt, ártér), illetve a fluviális, fluviolakusztrikus és fluviális-eolikus környezetek elhatárolására. Szintén lehetővé teszi a különböző - regionális horizontális kiterjedést mutató systems tract-ek elkülönítését. 20
c.) Természetes gamma-sugár szelvényt, mely általában az SP görbe által adott információkat egészíti ki, illetve pótolja ott, ahol az SP görbe jellegtelen, illetve finonrétegtani beosztást, paleotalajok azonosítását teszi lehetővé egy homogén ellenállást mutató szakasz (réteg) esetében. d.) Bizonyos esetekben neutron-gammagörbét, mely lehetővé teszi a másodlagos porozitással rendelkező szakaszok kijelölését.
21
4. A NYÍRSÉG NEGYEDIDŐSZAKI FEJLŐDÉSTÖRTÉNETÉNEK ESEMÉNYEI A Nyírség területe 5100 km2. Északon Záhonyig nyúlik, délen pedig Sáránd, Hosszúpályi, Vértes, Nagyléta vonaláig. Északi és déli pontja között körülbelül 120 km a távolság. Legnagyobb szélességét, 65 km, Hajdúdorog és Mérk között éri el (Somogyi S.). A Nyírség mélyszerkezeti szempontból az ország egyik legkevésbé ismert területe. Az Alföld felszíne alatt több mély medence mutatható ki. Az egyik ilyen medence a Nyírség területén ÉK felé nyomozható, Mátészalka területén 5km mélyen található (Rónai A.1985). 4.1 A negyedidőszaki fejlődéstörténet Az Alföld területén a pannóniai üledékek nagy vastagságban halmozódtak fel. A tengeri üledékeket folyamatosan a tavi és folyóvízi üledékképződés követte. A pannóniai –tó levonulása a Kárpát- medencéből közel kiegyenlített felszínű nagy síkságot hagyott hátra. A pliocén tavi- szárazföldi finomszemű agyagos üledékeit és lignit betelepüléseit durvaszemű folyami pleisztocén kavics, homok váltja fel (Rónai A. 1985). A negyedidőszakban az Alföld folytatódó süllyedése a területet a pleisztocén idejére a kiemelkedő kárpáti keret helyi erózióbázisává tette. Az ÉK-i Kárpátokból érkező folyók a Tapoly, Ondava, Laborc, Ung, Latorca, Borsava, Nagyág valamint a Tarac, Talabor vizét levezető Tisza illetve az észak- erdélyi vízgyűjtő területtel rendelkező Szamos hordalékkúp rendszert építettek a Nyírség területén. A würm elején is folytatták hordalékkúp-építő tevékenységüket, majd tektonikus okok miatt a Tisza és a Szamos elhagyta a Nyírség hordalékkúpját és az Ér- völgyér húzódott. Ettől az időponttól a Nyírség déli szegélyén rakta le hordalékát, melybe be is vágódott. A felső pleniglaciális új szakaszt jelentett a Nyírség fejlődéstörténetében, mert a Bodrogköz és a Beregi- sík megsüllyedt és ez a süllyedés intenzívebb volt, mint a szatmári síkon, így a Tisza elhagyta az Ér- völgyét és a feltételezések szerint mintegy 20000 évvel ezelőtt ÉNy-nak fordult a Bodrogköz felé. A Szamos 3000-4000 évig még az Ér völgyében maradt és csak 17000-16000 éve csatlakozott a Tiszához. A Tisza a Bodrogközbe érve megváltoztatta a terület addigi vízrajzát, mert az eddig D felé tartó folyók a Bodrogközben találkoztak a Tiszával, így már nem érték el a Nyírséget. A Tisza a Bodrogköz elhagyása után délnek fordult a Hajdúhát nyugatis szegélyén meanderezett dél, dél-nyugat felé és a mai irányát feltehetően a szubboreális fázis során vette fel (Borsy Z. 1989).
22
W M Gy
D
a a sz Ti
z
í rv
Dráva
Tis za
Szamos
Bp
Sá
b Rá
He rn
ád
Duna
P
SZ Mar os
recens folyómeder
Szá
va
0
km
100
B
7.ábra: A Kárpát- medence vízfolyásainak helyzete a felső pleisztocén kezdetén (Urbancsek 1960)
Az ÉK Alföld vízfolyásainak futásiránya a würm legelején
Az ÉK Alföld vízfolyásainak futásiránya a felső- pleniglaciálisban
23
Az ÉK Alföld vízfolyásainak futásiránya késő glaciálisban ( 17000-16000 éve ) 8.ábra: Az ÉK Alföld vízfolyásainak futásirány változásai (Borsy Z. 1982) Miközben a Nyírségben megszűnt a folyóvizek felszínalakító munkája az éghajlat hidegebb és szárazabb lett, a növényzet ritkulni kezdett kevesebb védelmet nyújtott a hordalékkúpok felszínének, így az erős északias szelek hatására 27000 évvel ezelőtt megindult a futóhomok képződése. A homokmozgás néhol a késő glaciálisig tartott. A hordalékkúp anyaga sok porfrakciót tartalmazott. Ez a porfrakció a futóhomok képződése során kiszitálódott és a szelek által távolabbra eljutott. Sok lerakódott a hordalékkúp peremi zónájában a Hajdúháton és a hordalékkúp alacsonyabb felszínein. A lerakódott poranyagból a hideg periglaciális éghajlaton löszös köpeny alakult ki, mely 3-5m vastagságot ért el a késő glaciális végére és az alatta levő buckákat konzerválta. A homokmozgás a késő glaciális végével megszűnt a preborerális (10200-9000) időszakában a buckákat sztyepp növényzet fedte így megindult a talajképződés. A boreális fázisban (9000-8000) szárazabbá vált az éghajlat, így újra mozgásba lendült a homok, de ez a mozgás kisebb jelentőségű volt, mert a löszös köpennyel fedett részeket nem támadhatta meg a szél. Ezek alapján két futóhomok típust különítünk el a Nyírségben. A kevésbé osztályozott és koptatott futóhomokot, melyet löszös köpeny fedett, mert ez kisebb utat tett meg és a jól osztályozott futóhomokot, mely a boreális fázisban is mozgott így az több utat tett meg ezért jobban koptatott. A Nyírséget ásványtani szempontból vizsgálva az ÉNy-i részén megtaláljuk benne a Zempléni- hegységből származó sok színes elegyrészt a riolit és andezit szemeket és kovásodott tufát. A délkeleti részén a Szamos és Tisza vízgyűjtő területén előforduló kristályos kőzetek törmelékét találjuk (Borsy Z.1979).
24
4.2 A mai felszín kialakulása (holocén) A Nyírség pleisztocén végi felszínének alakításában jelentős volt a szél munkája. Az újpleisztocén kori É-i, ÉÉK-i, ÉK-i, ÉÉNy-i szelek megtámadták az élő és elhagyott folyómedrek közötti felszíneket és futóhomokot fújtak ki belőlük. Legelőször a Nyírség ÉK-i és Ny-i részét hagyták el a folyók, így a futóhomokbuckák képződése itt indult meg legkorábban. Az újpleisztocén végére az egész Nyírség területén az eolikus felszínalakító folyamatok uralkodtak. Az északias szelek a vízválasztótól É-ra szélbarázdákat, garmadákat, maradékgerinceket és deflációs mélyedéseket építettek, míg a déli részen aszimmetrikus parabolabuckákat és szegélybuckákat alakítottak ki. Az újpleisztocén második felében a buckás felszíneken lösztakaró képződött a Ny-i, ÉNy-i területeken. Ahol a löszös homok és homokos lösztakaró elég vastagságú lett, a későbbiek során meg tudta védeni a felszínt és napjainkig konzerválta a pleisztocén végi formákat. A Nyírség területén ennek megfelelően a legelterjedtebb földtani képződmény a futóhomok, különösen a D-i, DK-i részeken tűnik ki. Anyakőzete az újpleisztocén iszapos folyóvízi homok, melyből a pleisztocén végi szelek fújták ki. A futóhomok vastagsága néhány cm-től 25-32 m-ig változhat. A terület gyakori képződménye még a löszös homok. KótajNyíregyháza- Újfehértó vonaltól Ny-ra nagy területeken jelentkezik a 30-200 cm vastag löszös homoktakaró a buckás felszíneken. A Nyírség Ny-i és ÉNy-i részében fekvő buckás területeken, valamint a hordalékkúp kisebb- nagyobb laposaiban láthatunk homokos löszt is. A 150- 300 cm vastag homokos lösztakaró kelet felé elvékonyodik, löszös homokba megy át. Típusos lösz csak az ÉNy-i részen, Balsa és Rakamaz között fordul elő keskeny sávban. A lösztakaró legnagyobb vastagságát (4 m-t) Rakamaz határában éri el (Borsy Z.1969). Miután az Alföld ÉK-i részének folyói elhagyták a Nyírséget, az élővíz nélküli felszín nem sokat változott a fenyő-nyírfázis folyamán. Azonban a száraz-meleg mogyorófázis során mozgásba lendült a futóhomok és megindult az új formák képződése, ahol nem védte a felszínt növényzet vagy löszös üledék. Nagy változások történtek a szélbarázdákkal, garmadákkal és maradékgerincekkel tagolt területeken. A melegebb és csapadékosabb tölgyfázisban a Nyírség erdőssztyeppé alakult. Ekkor a homokmozgás szűk térre korlátozódott, ugyanígy a bükkfázisban, amikor a nyírségi erdők záródása tovább folytatódott. Ennek a folyamatnak a nagyarányú erdőirtások vetettek véget, melynek következtében a magasabb fekvésű homokfelszínek ismét a szélerózió területévé váltak. A XVIII. és XIX. században újabb erdőket irtottak kik, hogy a földművelés számára nagyobb területeket nyerjenek. A kevesebb humuszt tartalmazó talajok hamar kimerültek és a szél romboló erejének hatása alá kerültek, így a felszínükön megindult a mozgás. Sokszor 8 méter
25
mélységű szélbarázdák is kialakultak és mivel veszélyt jelentettek a megművelt területekre, ezért azokat beerdősítették (Borsy Z 1969). A talajtakaró tekintetében ennek megfelelően az uralkodó futóhomok váztalajok mellett gyakori a kovárványos barna erdőtalaj és a barnaföld is, utóbbi főként a Nyírség ÉK-i részében, löszös homokon vagy homokos löszön. Az erdőtalaj, ill. barnaföld kialakulása bővebb csapadék hatására erdőtakaró alatt mehetett végbe. A barnaföldek főleg a nagyobb deflációs eredetű laposokban fordulnak elő (Borsy Z. 1961). Az É-D-i irányú völgyek, nyírvízlaposok leggyakoribb képződménye az öntésiszap és öntéshomok. Helyenként még kotú, meszes- mésziszapos homok és gyepvasérc is előfordul bennük. A Nyírséget formái szempontjából két részre oszthatjuk: a Téglás- BökönyNyírmihálydi- Nyírbátor- Mátészalka vonaltól északra szélbarázdák, deflációs mélyedések, deflációs laposok, garmadák,
maradékgerincek és nagyobb akkumulációs homok-
felhalmozódások jellemzőek a tájra. Az előzőleg említett vonaltól délre fejletlen nyugati szárú parabolabuckák és szegélybuckák uralják a térséget. A Nyírség szélbarázdás területei között különbségeket
figyelhetünk
meg,
a
talajvíz
mélységi
szintjének
megfelelően,
a
hordalékszállítás módjától, a szélviszonyoktól, a homokok szemcsenagyság szerinti összetételétől és a növénytakarótól függően. A Nyírség középső részén a futóhomok nagyobb akkumulációs mezőkbe rendeződött. Az akkumulációs övezetektől északra és északészaknyugatra nagyobb kiterjedésű lapos felszínek helyezkednek el, melyek egy része lehet folyóvízi eredetű, de valószínű, hogy a homok-felhalmozódások és a tőlük északra fekvő laposok között genetikai összefüggés van, vagyis létrejöttük a szélerózióhoz kapcsolódik (Borsy Z.1961).
26
5. A NYÍRSÉGI HORDALÉKKÚP ALEGYSÉGEI 5.1 Szedimentációs egységek lehatárolása, a korrelációs szintek kijelölése A Nyírség süllyedékét a negyedidőszak során több helyen (Nyírmada, NyírlugosBagamér) tagolták kiemelkedő pliocén hátak, melyek nem képeztek összefüggő vízválasztót, befolyásolhatták a hordalékkúp fejlődését. Az É-ról érkező folyók főként a középső és Ny-i területeket töltötték, melyek ez által az ÉNy-i,,Kisvárdai hordalékkúpot” építették. A Tisza és az észak- erdélyi folyók hordaléka a K-i, DK-i területrészen akkumulálódott és a DK-i ,,Mátészalkai
hordalékkúpot”
hozták
létre.
A két
hordalékkúp
a
középvonalban
összefogazódik, ahol az ÉK-i, ill. É-i lehordású üledékek változatos szemcse összetételű és kevert ásványi összetételű rétegsorokat képeznek. Az akkumuláció fő körzetei jól kirajzolódnak a Nyírség negyedidőszaki rétegsorának izovastagság térképén. (Urbancsek 1977)
9.ábra: A Nyírség izovastagság térképe (Urbancsek 1977). Elkülöníthető az É-ról érkező folyók által épített ÉNy-i „Kisvárdai hordalékkúp” (a 3. szelvény) és a Tisza, valamint az É-erdélyi folyók által létrehozott DK-i „Mátészalkai hordalékkúp”(2. szelvény). A szelvények készítése során figyelembe vették a fúrások geofizikai görbéit (természetes potenciál, elektromos ellenállás). Az általunk végzett korreláció litológiai alapját a homokbetelepülések vastagsága, belső tagolhatósága, valamint az agyag-betelepülések vastagsága jelentette. A rétegtani vezetőszintek jelölésénél nem vettünk figyelembe olyan 27
homokbetelepüléseket, melyek ártéri agyagos kőzetliszes összletbe települnek, s geofizikai karotázsképe kitörési folt jelenlétére utal, mivel ezek gyakorisága ugyan jellemezhet egy-egy időszakot, horizontális térbeli kapcsolatuk azonban valószínűtlen. A korreláció rétegtani alapját az alluviális ciklusokra jellemző fölfelé finomodó félciklusok képezték. Ezek bázisát regionálisan követhető diszkordancia szintek jelzik, melyek rendszerint homoktestek alsó rétegfelszínét képezik. A rétegsor fölfelé finomodó jellegét egyrészt a homokbetelepülések finomabb szemcseösszetétele, másrészt a betelepült agyagos üledékek egyre nagyobb rétegvastagsága alakítja ki. A cikluszáró ártéri agyagban települő kitörési folt üledék nem tekinthetők ciklicitást jelző fáciesnek. 5.2 A szedimentációs egységek jellemzése a geofizikai korrelációs szelvények alapján Az „Urbancsek szelvények” nyomán Nyírség területén 3 db geofizikai korrelációs szelvényt készítettünk, melyeket röviden szeretnék bemutatni. Az első szelvény elmetszette a
tszf [m] 100
Nagyecsed B-28
Mátészalka B-98
Mátészalka K-140
Nyírmada K-20
Gyulaháza K-8
Kisvárda B-110
Ricse B-12
„Kisvárdai” és „Mátészalkai” hordalékkúpot is, ahol a 3. és 2. szelvények futnak.
tszf [m] 100
0
0
-100
-100
-200
-200
10.ábra: „Kisvárdai” és „Mátészalkai” hordalékkúp közötti terület 1. szelvény Az első szelvényen jól látható, hogy egyes homoktestek elsősorban hordalékkúpon belül értelmezhetők, míg a fölfelé finomodó (fining upward) alluviális ciklusok akár nagyobb távolságon keresztül is követhetők így, jó korrelációs lehetőséget nyújtanak a szomszédos hordalékkúpok üledéksorának párhuzamosítása során is. A „Mátészalkai hordalékkúp” durvább üledékeit a Mátészalka B-98 sz. fúrás tárja fel, míg a Mátészalka K-140 és Nagyecsed B-28 sz. fúrásokat vastagabb agyagos közbetelepülések jellemzik, mely a hordalékkúp oldalirányú finomodását jelzi. A „Kisvárdai hordalékkúp” legdurvább üledékeit a Gyulaháza K-8 sz. fúrás harántolta, míg a Kisvárda B-110 sz. fúrásban nagyobb a jelentősége az ártéri agyagos-kőzetlisztes üledéksornak.
28
Fehérgyarmat B 69.
Mátészalka B 98.
Nyírbátor K 271.
Nyíradony K 20.
Nyíradony K 19.
Hajdúsámson B 55.
Debrecen B 1998.
Hajdúszoboszló B 317. tszf [m] 100
tszf [m] 100
0
0
-100
-100
-200
-200
11.ábra: A „Mátészalkai” hordalékkúp 2. szelvény A második szelvényen a „Mátészalkai hordalékkúp” látható. Az üledékek medencebelső felé való fokozatos finomodását figyelhetjük meg, ezzel együtt a ciklusok egyre teljesebb kifejlődését. A felsőbb helyzetű ciklusok gyorsan ékelődnek ki a felszín irányában Fehérgyarmat felé, ahol mindössze a mátészalkai 2., 3. és legfeljebb a 4. ciklusok jelennek meg, ezzel mintegy a legidősebb felszínét adva itt a hordalékkúpnak. A medencebelső felé a finomabb szemű üledékek jutnak túlsúlyra, míg a homokos testek fokozatosan kiékelődnek (Nyírbátor K-271, Nyíradony K-20). Az 1. ciklus kiterjedése az első és második szelvényben korlátozottnak mondható, ami vagy azzal magyarázható, hogy a vizsgált területen kívül épült hordalékkúp szárnyrészével állunk szembe, vagy azzal, hogy az általános hordalékkúp épülési időszakot egy rövid bevezető szakasz előzte meg, melynek jelentős része a későbbiekben
Gelénes földtani kut. fúrás
Tiszaszalka K 9.
Gyulaháza K 18.
Nyírtass K 17.
Gégény K 11.
Kemecse B 16.
Kótaj K 30.
Nyírtelek K 33.
Tiszavasvári K 70.
Görbeháza B 18.
erodálódott.
100
100
0
0
-100
-100 0
km
10
12.ábra: A „Kisvárdai” hordalékkúp 3. szelvény. A harmadik szelvény a „Kisvárdai hordalékkúp” hosszirányú szelvényét mutatja be. Ezen a szelvényen is megfigyelhető a hordalékkúp É-ról D-felé, a medencebelső felé történő finomodása, s itt is látható, hogy az 1. sz. ciklus horizontális kiterjedése korlátozott, a Gyulaháza K-8 fúrásban és attól D-re kimutatható, É-ra nem. Az is megfigyelhető, hogy míg az 1-3 ciklusok a szelvény teljes hosszában tartalmaznak homokos kifejlődésű üledékeket, 29
addig a 4-5 és feltehetően a 6. ciklusok homokos kifejlődéseinek maximális elterjedési öve a Gyulaháza-Nyírtass vonalon körvonalazható. A korrelációs szelvények vizsgálata alapján tehát a nyírségi hordalékkúp fejlődésére vonatkozóan az alábbi összefoglaló megállapításokat tehetjük: o A levantei agyagos üledéksorra éles határral települő alsó pleisztocént uralkodóan durvaszemcséjű, gyakran kavicsos képződmények képviselik. o A két hordalékkúp közti háton finomabb szemű, rétegsorok képződtek, ahol a kifejlődés vastagsága alatta marad az átlagosnak. o A rétegsor rétegtani tagolása lehetséges ún. fölfelé finomodó (upward fining) alluviális ciklusok segítségével, melyek hordalékkúpokon belül, de nagy valószínűséggel a hordalékkúpok között is korrelálhatók, ebből kifolyólag feltehetően allociklusok. o A „Mátészalkai hordalékkúp” esetében elkülöníthetőnek bizonyult 6 db 20-40 m vastagságú alluviális ciklus. o A „Kisvárdai hordalékkúp” esetében ugyancsak 5-6 db 20-40m vastagságú alluviális ciklus jelenléte körvonalazható. o A hordalékkúpokra jellemző a D-i irányban tapasztalható szemcsefinomodás. o A legalsó (1) ciklus mindkét területrészen lokális elterjedésű, részleges kifejlődésű vagy a második ciklus lerakódásának kezdetén erodált. o A 4. ciklustól kezdve az egész területen szemcsefinomodás jellemző. o A 6. ciklus fedőjében közép és durvább szemű felhalmozódások váltak uralkodóvá.
30
6. A KISVÁRDAI HORDALÉKKÚP FÖLDTANI FELÉPÍTÉSE 6.1. A rétegsor általános jellemzése Az elmúlt években a Nyírség területén már végeztek kutatásokat hasonló témakörben (Püspöki et al. 2005, Demeter et al. 2006). E munkák eredményeinek figyelembevételével kíséreljük meg a mintaterület szekvencia- sztratigráfiai tagolását. A mintaterület a „Kisvárdai hordalékkúp” É-i részén található, melynek egyik fúrását az előző fejezetben bemutatott 1. szelvény érinti. A negyedidőszaki képződmények vastagsága mintegy 180m. A képződménysor összetétele uralkodóan homok, alárendelt kőzetlisztes homok, továbbá agyag, iszapos agyag, homokos agyag közbetelepülésekkel. A rétegsor 20-25m vastag agyagos összlettel határolódik el a pliocén rétegektől. A Nyírség negyedidőszaki rétegsorát a földtani szakirodalmak általában alsó, középső, és felső pleisztocénre tagolják. A Nyírségben általánosan jellemző képtől eltérően Kisvárda környezetében az alsó pleisztocén finomabb nem pedig durvább üledékekből áll és felfelé fokozatosan durvul. A pleisztocén mértékadó vastagsága a területen 188,5-205 méter. A mátészalkaleveleki rekonstrukcióhoz hasonlóan itt is elkülöníthető 6 alluviális ciklus. Az előzőektől eltérően itt az 1-3 ciklus üledékeiben figyelhető meg a finomabb, agyagosabb üledékek túlsúlya, míg 4-6 ciklusban, főleg az északi fúrásokban, a homokosabb üledékek jellemzőek. A déli fúrásokban, a 2-3 ciklusban is megjelennek a durvább üledékek, míg a kettő közti területen mélyült fúrások rétegsorai átmenetet képeznek. Az alábbiakban egy a Kisvárda területére kiterjedő szelvény (1. melléklet) segítségével, alluviális ciklusokra bontva mutatom be az egyes fáciesek megjelenését és térbeli kiterjedését. Az adatbázis 91 fúrást tartalmaz, a szelvényben azonban csak az a 16 fúrás került felhasználásra, melyek a negyedidőszaki rétegsor egészét vagy túlnyomó részét harántolták és geofizikai szelvénnyel is rendelkeznek. 6.2 Az alluviális ciklusok fáciesjellemzői 1. sz. alluviális ciklus és üledékei Vastagsága 30-40 m, alsó réteghatára éles, jól követhető diszkordanciaként jelentkezik. A feküben található „pliocén” rétegsort vastag agyagos összlet zárja. A ciklus alsó 10 méterének jellemző fáciese a több fúrásban (K137, K152, K134, K130, B131, K139) megfigyelhető durvatörmelékes mederzátony üledékek. Uralkodó görbealak a „dobozszerű”, vertikálisan egyenletes szemcseméretű mederkomplexumok jelenléte, ahol esetenként az alsó és felső zátonykomplexum között ugyan réteghatár jelentkezik a karotázsgörbén, szemcsefinomodás azonban nem tapasztalható (pl. K152, K139), ami transzlációs zátonyfejlődésre utaló jelenség lehet. Máshol ugyanakkor laterális akkrécióra ill. expanziós 31
zátonyfejlődésre utaló fölfelé finomodó rétegzéstípus is megfigyelhető (pl. K130, K134). A homokos mederkomplexumok fedőjében helyenként vastagon megőrződött a cikluszáró ártéri agyag, kőzetlisztes agyag. 2. sz. ciklus és üledékei Vastagsága 25-35 m, feküje az 1. sz. ciklus cikluszáró ártéri agyagos üledéke. Alsó 5 méterét homokosabb rétegek képviselik és erre finomabb agyagosabb üledékek települnek. A ciklust ezeknek az üledékeknek a váltakozása jellemzi. Felfelé finomodó expanziós zátony üledékek jellemzik helyenként agyagos (K152,134,130), máshol homokos (k139,146) túlsúllyal. 3. sz. alluviális ciklus és üledékei A 3. ciklus képződményei éles, valamennyi fúrásban jól követhető réteghatárral települnek a 2. ciklus cikluszáró ártéri iszapos agyagos rétegsorára. Fáciesviszonyai tekintetében jelentős hangsúlyeltolódás figyelhető meg az 1. és 2. ciklus képződményeihez viszonyítva. Jellemző a vastag mederhomok komplexumok jelenléte, ahol rendszerint jól elkülöníthető az alsó és felső zátonykomplexum, a szemcseszerkezet ugyanakkor rendszerint egyveretű egy zátonytesten belül. 4. sz. alluviális ciklus és üledékei A fáciesek jellegét tekintve eltér a 3. sz. ciklus üledéksorától, az ártéri iszapos agyagos üledékek kiékelődnek esetleg a ciklus fedőjében vastagabb agyagrétegek megjelennek a (K134, K130, B131) fúrásokban, de észak és dél felé elvékonyodnak. Uralkodó a homok aránya. Vastag mederhomok jellemző az egész szelvényben és durva kavicsos betelepülés a k149- s fúrásban látható. Cikluszáró ártéri üledékek csaknem valamennyi szelvényben megfigyelhetők, vastagságuk É-on és D-en elenyésző és a K152 fúrásban hiányzik. A mederkomplexumok
karotázsalakja
egyveretű
szemcseszerkezetről,
transzlációs
zátonyfejlődésről tanúskodik. 5. sz. alluviális ciklus és üledékei A rétegsor legvastagabb (35-45m) önálló ciklusaként jellemezhető. A kőzetek horizontális és vertikális kifejlődését tekintve leginkább a 4. ciklusra hasonlít, itt is az egyveretű szemcseszerkezet, a transzlációs jellegű zátonyfejlődés a domináns.
32
6.sz. alluviális ciklus és üledékei Ez a legvékonyabb ciklus, 15-20m vastag. Fáciestanilag szegényes egy 10-15 m vastag esetleg durva kavicsos (k136) mederüledékből durva és a rá települő vékony cikluszáró ártéri üledékből áll. Az utolsó szint, amit nem tekintünk ciklusnak a 7. szint: egy eolikus homokból álló felszín. 6.3 Alluviális rendszeregységek a kisvárdai hordalékkúpban Együttesen értékelve az 1. és 2. sz. ciklusok fáciestani jellemzőit, megállapíthatjuk, hogy uralkodó képződmények az ártéri üledékek és övzátonyok. Az elágazó medrekre vagy transzlációs zátonyfejlődésre utaló kavicsos mederzátonyok jelenléte leginkább az 1. ciklus alsó szakaszán mutatható ki. A két ciklus fácieseinek vertikális (fúrás-) szelvények mentén való ismétlődése arra utal, hogy a folyóvízi törmelékszállítás jellege, iránya és helye nem változott meg lényegesen a ciklusok között. Az 1. és 2. sz. ciklusok határán települő cikluszáró ártéri iszapos – agyagos kifejlődés nagy vastagsága (pl. K152, 134) arra utal, hogy a meander öv elhagyása után rendszerint tartós ártéri állapot következett be, míg valamivel odébb (pl. K130) új meander öv alakult ki. A nagy vastagságú ártéri képződmények megőrződésére és a meander övek gyakori irányváltoztatására (mederelhagyások) leginkább egy kanyarogva feltöltő, alsó-középszakasz jellegű vízfolyás esetében van lehetőség. A 3. ciklusban bekövetkező változások mederzátonyok gyakoribb jelenlétére, ill. a transzlációs zátonyfejlődés dominánssá válására utalnak.
Az ártéri képződmények
betelepüléseinek száma és horizontális elterjedése nő, vastagsága azonban az 1. és 2. ciklushoz viszonyítva jelentősen lecsökken. A folyamat a 4. és 5. ciklusokban előrehalad abban az értelemben, hogy a transzlációs zátonyfejlődés dominanciája mellett az ártéri üledékek
fokozatosan
kiszorulnak,
s
többszintes,
közvetlenül
egymásra
települő
mederkomplexumok jelennek meg. A 6. ciklus fáciesviszonyaiban ugyancsak transzlációs zátonyképződésre utal a korábbiaktól, inkább az különbözteti meg, hogy feküjében összefüggő ártéri üledéksor található. Ennek megfelelően e ciklus feltehetően már nem is a 46 ciklusok által képviselt vízfolyásrendszerben került felhalmozásra, hanem egy jelentősebb változáshoz kapcsoltatható új folyóvízi üledéksor képviselője. Összefoglalóan értékelve az 1. és 2. ciklusok üledéksora egy kanyarogva feltöltő alsóközépszakasz jellegű vízfolyást képvisel, mely a 3., ciklusban kanyarogva bevágódó vízfolyássá vált, ami a 4. és 5. ciklusban, oly mértékben előrehaladt, hogy az ártéri üledékek rétegsorai alárendeltté váltak. Az 5. ciklus fedőjében összefüggő, számottevő vastagságú finomszemű üledék a folyóvízi üledékképződés szünetére utal. Ezt követően a 6. ciklusban újra kanyarogva bevágódó vízfolyás jelenik meg a területen. 33
7. GEOSTATISZTIKAI MODELLEK A KISVÁRDAI MINTATERÜLETEN Mint azt a bevezetőben említettük, az adatbázis birtokában kísérletet tettünk az adatok geostatisztikai szemléletű értékelésére is, melynek alapját a Surfer és RockWorks programok 2D ill. 3D grid alapú geostatisztikai algoritmusai jelentették. Mindjárt az elején fel kell hívnom a figyelmet arra, hogy e geostatisztikai próbálkozások valóban a kísérlet szintjén maradtak, két, alapvetően rajtam kívülálló ok miatt: 1. Figyelembe véve a folyóvízi fáciesek horizontális elterjedését, egy regionális fáciestérképezés
a
vizsgálati
terület
többszörösét
feltételezi,
így
ősföldrajzi
következtetések levonására nem volt lehetőségünk 2. A geostatisztikai módszerek interpolációs sikerét nagyban befolyásolja az adatok térbeli eloszlása. Esetünkben ez meglehetősen kedvezőtlen, mivel az értékesebb fúrások gyakorlatilag két kútcsoportban (É-i és D-i vízmű) és néhány köztes belterületi fúrásban merülnek ki, s gyakorlatilag inkább ábrázolhatók egyetlen reprezentatív szelvényben, mint egy izometrikus mintaterületen. Ez az adateloszlás nem befolyásolta a 6. fejezetben végzett rétegtani-fáciestani modellezést, jelentősen korlátozta azonban a geostatisztikai modellalkotást. 325500
A fenti kedvezőtlen korlátok ellenére néhány következtetést az eddigi geostatisztikai vizsgálatok alapján is levonhatunk.
325000
A Surfer alkalmazása során a grid létrehozásakor
324500
minden
esetben
az
alapértelmezett lineáris krigelést alkalmaztuk, amit
324000
leginkább
a
terület
és
az
adatok
alulreprezentáltsága indokolt. 10 fúrás alapján készítettük el a pleisztocén talpmélység térképét
323500
(13. ábra). Az általános, kisfokú D-i irányú lejtés mellett az É-i és D-i kútcsoportok helyi 323000
maximumokat képviselnek. A közöttük meglévő esetleges térbeli kapcsolat (egy pliocén felszínbe
322500
bevágódó teraszos völgy alluviális kitöltése) adatok hiányában nem bizonyítható.
322000
13. ábra Pleisztocén talpmélység térkép 874500
875000
875500
876000
34
Az izovastagsági térképek (14. a-f ábrák) esetében ugyancsak az a probléma merül fel, hogy az egyes kútcsoportok közötti térbeli kapcsolatok nem bizonyíthatók. A térképsorozat tanúsága alapján az 1-3 ciklusok esetében az üledékképződés tengelye ÉÉNy-DDK-i és a ciklushatáron K-re tolódik. A 4 és 5. ciklusban hasonló csapásirányú kifejlődés mellett az üledékgyűtő tengelye Ny-ra tolódik vissza. A 6. ciklusra lényeges változás következik be az üledékgyűjtő tengelyének csapásirányában, amely a korábbi ÉÉNy-DDK-i irányról ÉK-DNyira vált. Ez a csapásirányváltás jó egyezést mutat azzal a képpel, ami a szekvencia értékelés során kirajzolódott, miszerint a 6. ciklusba a területen a korábbiaktól eltérő vízfolyás jelent meg. A homokszázalék térképek (15. a-f ábrák) az 1., 2. és 4. ciklusban összhangba hozható az izovastagsági térképekkel, s azt jelzi, hogy a homokos fáciesek az üledékgyűjtő tengelyébe esnek. A 3., 5. és 6. ciklusok esetében ez a kép jóval mozaikosabb, a fácies eloszlásokra ill. ősföldrajzi irányokra messzemenő következtetéseket levonni nem érdemes. A mintaterületről a Rockworks programmal 3 dimenziós sztratigráfiai (16. a-h ábrák) és litológiai (17 a- m ábrák) modelleket készítettünk. A modelleket closes point módszerrel készítettük és tízszeres vertikális torzítással jelenítettük meg. A 16. ábra az általunk elkülönített hat ciklus geometriai viszonyait mutatja. A pleisztocén talp alapján egy D-i lejtésű síkságot feltételezhetünk a pannon végén. A 17. ábrán a ciklusok litológiai adottságainak modelljét látjuk, minden ciklus alul és felülnézeti ábrázolásával, hogy a ciklushatárok jól követhetőek legyenek. A 6. fejezetben bemutatott szelvény alapján leírtakat szemléletesebben bemutatja, amennyiben jól láthatóak az 1. és 2. ciklus fedőjében uralkodó ártéri üledékek, valamint a 3. ciklustól a cikluskezdő homok szemcsedurvulása. Interpolációs hibák a kedvezőtlen adateloszlás miatt természetesen itt is lehetségesek. A 18. ábra első képén a szelvényszerkesztéshez és a sztratigráfiai modellhez használt fúrások litológiai beosztását látjuk a mintaterületen. A második és harmadik képen a fúrások litológiai felosztását láthatjuk egy sztratigráfiai kerítésszelvénybe vetítve, míg a negyedik és ötödik képen a fúrások sztratigráfiai felosztását vetítettük litológiai kerítésszelvénybe. A ciklusokban megjelenő mederalakokat a geofizikai görbe segítségével 12 fáciesre különböztettük el. A 19a. ábrán az általunk beosztott fáciesek eloszlását látjuk. 19c. ábrán a geofizikai görbék ellenállását elemezve a terület ellenállás modelljét ábrázoltuk. 19.e ábrán az ellenállásmodell komplementereként a természetes gamma értékeit ábrázoltuk. A 19b és d ábrák annak szemléltetésére készültek, hogy a geostatisztikai modell leíró statisztikai jellemzésére ugyancsak lehetőség van. A 20. ábrán a fő litológiai egységek térfogatát mutattuk be, ami a későbbi készletszámítások alapját képezi.
35
326500
326000
326000 Kisvárda_k134
Kisvárda_k134
325500 Kisvárda_k130 Kisvárda_k152 325000
Kisvárda_k130 Kisvárda_k152
325000
Kisvárda_k137
Kisvárda_k137 Kisvárda_k133
324500 324000
324000
323500
Kisvárda_b131
Kisvárda_b131 323000
323000
322500 322000
322000 Kisvárda_k139
Kisvárda_k139 Kisvárda_k146
321500 321000 321000 874000
875000
876000
877000
873000 873500 874000 874500 875000 875500 876000 876500 877000
1. ciklus vastagság- térképe 14.a. ábra 326000
2. ciklus vastagság- térképe 14.b. ábra 326000
325000
Kisvárda_k134
Kisvárda_k134
Kisvárda_k130 Kisvárda_k152 Kisvárda_k137 Kisvárda_k133
Kisvárda_k130 325000 Kisvárda_k152 Kisvárda_k136 Kisvárda_k137 Kisvárda_k133
324000
324000
Kisvárda_b131
Kisvárda_b131
323000
323000
322000
322000 Kisvárda_k139 Kisvárda_k149 Kisvárda_k146
Kisvárda_k139 Kisvárda_k149 Kisvárda_k146
321000
321000 Kisvárda_k156
Kisvárda_k156
320000
320000
873000
874000
875000
876000
877000
878000
873000
3. ciklus vastagság- térképe 14.c ábra 326000
874000
875000
876000
877000
878000
4. ciklus vastagság- térképe 14.d ábra 326000
Kisvárda_k168
Kisvárda_k130 325000 Kisvárda_k152 Kisvárda_k136 Kisvárda_k137 Kisvárda_k133
325000
324000
324000
Kisvárda_b145
Kisvárda_k130 Kisvárda_k152 Kisvárda_k136 Kisvárda_k137 Kisvárda_k133
Kisvárda_b145
Kisvárda_b131 323000
Kisvárda_k168
Kisvárda_k138Kisvárda_k134
Kisvárda_k134
Kisvárda_b131 323000
Kisvárda_b147
322000
Kisvárda_b147
322000 Kisvárda_k135
Kisvárda_k139 Kisvárda_k149 Kisvárda_k146
Kisvárda_k135
321000
321000 Kisvárda_k156
Kisvárda_k156
320000 873000
Kisvárda_k139 Kisvárda_k149 Kisvárda_k146
320000 874000
875000
876000
877000
878000
5. ciklus vastagság- térképe 14.e ábra
873000
874000
875000
876000
877000
878000
6. ciklus vastagság- térképe 14.f ábra 36
325500
325500
325000
325000
324500
324500
324000
324000
323500
323500
323000 323000
322500 322500
322000 322000
874500
875000
875500
876000
1. ciklus homokszázalék térképe 15.a ábra
874000
325500
325000
325000
324500
324500
324000
324000
323500
323500
323000
323000
322500
322500
322000
322000
321500
321500
321000
321000
3. ciklus homokszázalék térképe 15.c ábra Kisvárda_k168 Kisvárda_k134
325500
876000
4. ciklus homokszázalék térképe 15.d ábra Kisvárda_k138
Kisvárda_k168 Kisvárda_k134
325500 Kisvárda_k152Kisvárda_k130
Kisvárda_k152Kisvárda_k130 Kisvárda_k136 Kisvárda_k137 Kisvárda_k133
Kisvárda_k136 325000 Kisvárda_k137 Kisvárda_k133
324500
324500
324000
Kisvárda_b145
323500
Kisvárda_b145
324000
323500 Kisvárda_b131
Kisvárda_b131 323000
Kisvárda_b147
322500
Kisvárda_b147
323000
322500
322000
321500
875500
874000 874500 875000 875500 876000
874000 874500 875000 875500 876000
325000
875000
2. ciklus homokszázalék térképe 15.b ábra
325500
Kisvárda_k138
874500
322000
Kisvárda_k135
Kisvárda_k139 Kisvárda_k149 Kisvárda_k146
321000
Kisvárda_k135
Kisvárda_k139 Kisvárda_k149 Kisvárda_k146
321500
321000
Kisvárda_k156 874000 874500 875000 875500 876000 876500 877000
5. ciklus homokszázalék térképe 15.e ábra
Kisvárda_k156 874000 874500 875000 875500 876000 876500 877000
6. ciklus homokszázalék térképe 15.f ábra 37
A terület sztratigráfiai modellje és felszíne (10x vertikális torzítás) 16.a ábra
A 6. pleisztocén fluviális ciklus felszíne (10x vertikális torzítás, closest point) 16.b ábra
Az 5. pleisztocén fluviális ciklus felszíne (10x vertikális torzítás, closest point) 16.c ábra
A 4. pleisztocén fluviális ciklus felszíne (10x vertikális torzítás, closest point) 16.d ábra
A 3. pleisztocén fluviális ciklus felszíne (10x vertikális torzítás, closest point) 16.e ábra
A 2. pleisztocén fluviális ciklus felszíne (10x vertikális torzítás, closest point) 16.f ábra
A 1. pleisztocén fluviális ciklus felszíne (10x vertikális torzítás, closest point) 16.g ábra
A. pleisztocén- pliocén határ (10x vertikális torzítás, closest point) 16.h ábra 38
17.a ábra: A terület litológiai modellje
17 b. ábra: 6. ciklus teteje
17 c. ábra: 6. ciklus alja
17 d. ábra: 5. ciklus teteje
17 e. ábra: 5. ciklus alja
39
17 f. ábra: 4. ciklus teteje
17 g. ábra: 4. ciklus alja
17 h: ábra: 3. ciklus teteje
17 i. ábra: 3. ciklus alja
17 j. ábra: 2. ciklus teteje
17 k. ábra: 2. ciklus alja
17 l. ábra: 1. ciklus teteje
17 m. ábra: 1. ciklus alja
40
18.ábra: Sztratigráfiai és litológiai kerítésszelvény
41
19a. ábra: A terület fáciestípus-modellje
19b. ábra: Fácies hisztogram
19c. ábra: A terület ellenállásmodellje
19d. ábra: Ellenállás hisztogram
19e. ábra: Természetes gamma modell
42
20. ábra: A fő litológiai egységek térfogata
43
8. ÖSSZEFOGLALÁS Dolgozatomban a Nyírségi hordalékkúp területén levő „Kisvárdai hordalékkúp” egy töredékének fáciestani és rétegtani tagolását kíséreltem meg. Annak eszközeit és lehetőségeit igyekeztem körüljárni, mi képezheti elvi, ill. módszertani alapját egy hosszabb távú nagyszámú fúrás figyelembevételével történő rekonstrukciós munkának. A munkánk során kialakult egy olyan adatbázis melyben lehetőség van az adattári dokumentációk információinak teljes körű tárolására és lekérdezésére. Az áttekintő szelvények szerkesztése során definiálható volt a rétegsorban 6 alluviális ciklus, melyek hordalékkúpon belül és hordalékkúpok között is megfelelő rétegtani korrelációs egységeknek számíthatnak. A ciklusok fáciesviszonyainak összehasonlításával meghatározható volt a fáciesek térbeli eltolódásának iránya. A diplomamunkám egy csoportmunka keretei közé ágyazódik, ezért meg szeretném említeni a kutatás során végzett saját munkámat: Az Ásvány- és Földtani Tanszéken kidolgozott szoftveres adatfeldolgozó program segítségével Kisvárda 91 vízföldtani kutatófúrásának geofizikai adatait feldolgoztam és adatbázisba vittem (2-10. melléklet). Témavezetőim segítségével 6 korrelációs geofizikai szelvény segítségével (11-16. melléklet), az alluviális rétegsorokra érvényesnek tekinthető cikluselméleti megfontolásokat is figyelembe véve jellemeztem Kisvárda negyedidőszaki rétegsorát, s jelöltem azok negyedidőszaki ciklusait. Áttekintő földtani szelvény (1. melléklet) segítségével tettem kísérletet a ciklusról-ciklusra jelentkező horizontális és vertikális változások értelmezésére, kitérve a fáciesváltozások rendjére, a fő mederzónák ciklusonkénti helyzetének meghatározására (mederáthelyeződések). Köszönetnyilvánítás Szeretnék köszönetet mondani témavezetőimnek, Dr. Lóki Józsefnek, Püspöki Zoltánnak és Demeter Gábornak, hogy elősegítették a diplomamunkám elkészítését. Továbbá Tóthné Makk Ágnesnek, aki a geofizikai naplókat elérhetővé tette számunkra, ezzel hozzájárulva az adatbázis építéséhez és köszönettel tartozom Gyula Gergőnek a digitális adatbázis felépítésében és értékelésében (GeoPlot és GeoGörbe program) nyújtott segítségéért.
44
Bibliográfia Allen, J. R. L. (1965): A review of the origin and characteristics of recent alluvial sediments. Sedimentology 5: 89-191 Balogh K.(1991): Szedimentológia – I. kötet, Akadémia Kiadó, Budapest: 131-191p. Borsy Z. (1961): A Nyírség természeti földrajza. Földrajzi Monográfiák. Akadémiai Kiadó, Budapest Borsy Z. (1969): Nyírség a domborzat kialakulása és mai képe, In: A Tiszai Alföld 219-249 p. Akadémiai Kiadó, Budapest Borsy Z. (1979): A Nyírségi futóhomok a mikroszkóp alatt. In: Szabolcs- Szatmár megyei földrajzi olvasókönyv 2.köt. Nyíregyháza 38-48p. Borsy Z. (1982): Az Alföld hordalékkúpjainak fejlődéstörténete – BGYTF Tudományos Közleményei 37p. Borsy Z. (1989): Az Alföld hordalékkúpjainak negyedidőszaki fejlődéstörténete. Földrajzi Értesítő 211-224 p. Bridge J. S. (2003): Rivers and Floodplains – Blackwell Science Ltd. p. 491. Demeter G. – Püspöki Z. – Tóthné Makk. Á – Forgács Z. – Gyula G. (2006): A negyedidőszaki képződmények elterjedése és vertikális felépítése Mátészalka-Levelek térségében – Földrajzi tanulmányok Lóki József 60. születésnapja alkalmából 46-85 pp. Gyula G. - Németh G. (2005): Szoftverfejlesztés a vízadó képződmények adatbázis építéséhez és lekérdezéséhez. In: Fenntartható vízgazdálkodás eszköztárának bővítése Mátészalka- Beregszász térségében, (szerk) Püspöki Zoltán- Lazányi János: Licium Art Kft., Debrecen 9-37p. Karas Gy. (1989): Geofizika és alkalmazott geofizika, Ipari Minisztérium Marosi S.-Somogyi S. (szerk.) (1990): Magyarország kistájainak katasztere I-II. Nyírség MTA Földrajzi Kutató Intézet, 248-267p. Markó L.- Sebestyén K.- Stegena L. (1970): Geofizikai kutatási módszerek II. Mélyfúrási geofizika. Tankönyvkiadó, Budapest. Püspöki Z.-Demeter G.-Tóthné Makk Á.-Terdik N. (2005): A negyedidőszaki folyóvízi képződmények elterjedése és felépítése a tágabb környezetben In: Fenntartható vízgazdálkodás eszköztárának bővítése Mátészalka- Beregszász térségében, (szerk) Püspöki Zoltán- Lazányi János: Licium Art Kft., Debrecen 57-62p. Rónai A. (1985): Az alföld negyedidőszaki földtana, Geologica Hungarica, Műszaki Kiadó, Budapest, 57-202p. Urbancsek J. (1960): Az alföldi artézi kutak fajlagos vízhozama és abból levonható vízföldtani és ősföldrajzi következtetések. – Hidrológiai Közlöny, 398 – 401. Urbancsek J. (1977): Magyarország mélyfúrású kútjainak katasztere VII. kötet - Budapest, p. 546. 45
A fúrásnaplók készítése során felhasznált, szöveg között nem hivatkozott irodalom 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16. 17. 18. 19. 20. 21. 22. 23. 24. 25. 26. 27. 28. 29. 30. 31. 32. 33. 34. 35. 36. 37. 38. 39. 40. 41. 42. 43. 44. 45. 46. 47. 48. 49. 50. 51. 52. 53. 54. 55. 56.
b27 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b29 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b33 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b36 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b44 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b45 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b46 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b53 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b56 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b58 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b59 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b62 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b63 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b65 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b68 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b70 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b72 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b82 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b83 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b87 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b88 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b89 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b90 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b91 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b92 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b93 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b95 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b96 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b107 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b108sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b110 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b111 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b112 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b113 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b115 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b116 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b117 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b118 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b119 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b120 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b121 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b123 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b126 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b128 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b131 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b132 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b140 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b142 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b144 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b145 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b147 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b150 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b 151 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b154 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b165 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár b173 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár
46
57. 58. 59. 60. 61. 62. 63. 64. 65. 66. 67. 68. 69. 70. 71. 72. 73. 74. 75. 76. 77. 78. 79. 80. 81. 82. 83. 84. 85. 86. 87. 88. 89. 90. 91.
b176 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k98 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k100 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k101 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k102 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k103 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k104 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k105 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k106 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k109 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k122 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k124 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k125 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k127 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k130 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k133 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k134 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k135 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k136 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k137 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k138 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k139 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k146 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k149 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k152 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k153 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k155 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k156 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k157 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k166 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k168 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k169 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k174 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k175 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár k177 sz. kút hidrogeológiai naplója - Országos Földtani és Geofizikai Adattár
47
MELLÉKLETEK
48
kisvarda_k133 kisvarda_k136
s
p
kozet
-20
0
20
40
tg
ma_40
0
20
40
0
20
40
0
60
p
kozet
200
400
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
2000
2200
2400
2600
2800
3000
3200
3400
3600
3800
4000
4200
4400
n
n
0
200
X: 323256,00 Y: 875789,00 Z: 107,48 m Mélység: 210,00 m s
p
400
600
800
1000
1200
1400
1600
[m 0]
1800
2000
2200
2400
2600
2800
3000
3200
s
s -20
0
20
0
20
40
60
80
100
0
20
40
60
0
20
0
20
40
60
-20
0
20
0
20
40
60
80
100
40
0
20
40
60
s
s
p
ma_40
-20
0
20
40
0
20
40
60
80
[m 0]
80
[m 0]
6
10
p
am_40
kisvarda_k146 X: 321585,00 Y: 876328,00 Z: 104,67 m Mélység: 173,00 m
kisvarda_k156 X: 320641,00 Y: 875701,00 Z: 108,20 m Mélység: 150,00 m s
R IV
80
kisvarda_k149
X: 321591,00 Y: 876118,00 Z: 104,00 m Mélység: 130,00 m
120
-20
20
ma_40
40
X: 322929,00 Y: 875559,00 Z: 104,71 m Mélység: 61,00 m
am_40
-40
[m 0]
ma_40
0
80
[m 0]
[m 0]
-20
p
120
[m 0]
0
20
40
0
20
40
60
80
s s
[m 0]
p
-20
[m 0]
kisvarda_b147
X: 321740,00 Y: 876085,00 Z: 107,33 m Mélység: 204,00 m
ma_40
-40
X: 325618,00 Y: 874868,00 Z: 96,99 m Mélység: 200,00 m
ma_40
-40 -40
p
-20
kisvarda_b131 kisvarda_k139
X: 325072,00 Y: 874825,00 Z: 97,93 m Mélység: 210,00 m
Horizontális torzítás = 1 : 450 Vertikális torzítás = 1 : 300
[m 0]
X: 324950,00 Y: 874553,00 Z: 98,71 m Mélység: 100,00 m
s s
X: 325070,00 Y: 874074,00 Z: 97,59 m Mélység: 210,00 m
X: 324845,00 Y: 874144,00 Z: 96,88 m Mélység: 200,00 m
Horizontális torzítás = 1 : 2000 Vertikális torzítás = 1 : 300
X: 324769,00 Y: 873888,00 Z: 96,43 m Mélység: 150,00 m
kisvarda_k152 kisvarda_k134 kisvarda_k130
kisvarda_k137
p
p
0
20
0
am_40
-40
-40 -20
p
am_40
am_40
-40
20
40
60
80
100
120
[m 0]
[m 0]
100
100
-20
0
20
0
20
40
60
80
100
120
-20
0
20
0
20
40
60
80
100
120
[m 0]
10
20
30
20 40
30
5
50 m
40
50
III
60
50
60
R
4
70
100
80
3
100
90
100
100 100
100
100
2
IIb
R
R
I R 200
200
100
IIa
R
1 0
200
100
200 200
R 200
0
1. melléklet: 1. szelvény (k133, k136, k137, k152, k134, k130, b131, k139, b147, k149, k146, k156) fúrások mentén készült
kisvarda_b131 Vertikális torzítás = 1 : 200
kisvarda_b131 X: 0,00 Y: 0,00 Z: 107,48 m Mélység: 210,00 m mn_40 0
sp
kozet -20
0
20
20
40
60
80
ma_40 0
kötöttségi fok 20
40
60
0
mésztartalom 20
limonit
mészknkréció
Fosszilia
40
[m] 0
100
200
2. melléklet: Kisvárda_b131 fúrásnaplója
49
kisvarda_k130
X: 0,00 Y: 0,00 Z: 97,93 m Mélység: 210,00 m mn_40 0
sp 0
közet 10
20
20
40
60
ma_40 0
kötöttségi fok 20
40
60
0
20
mesztartalom 40
limonit
mészkonkréció
fosszilia
60
[m] 0
100
200
3. melléklet: Kisvárda_k130 fúrásnaplója
50
X: 325618,00 Y: 874868,00 Z: 96,99 m Mélység: 200,00 m mn_40
kisvarda_k134
0
sp 0
közet 10
20
20
40
60
80
100
ma_40 0
kotottsegi fok_value 20
40
60
80
0
20
mesztartalom_value 40
60
0
20
limonit 40
mészkonkréció
60
[m] 0
100
200
4. melléklet: Kisvárda_k134 fúrásnaplója
51
X: 324845,00 Y: 874144,00 Z: 96,88 m Mélység: 200,00 m mn_40
kisvarda_k137
0
sp
közet 0
10
20
20
40
60
80
100
ma_40 0
kotottsegi fok_value 20
40
60
0
20
mesztartalom_value 40
0
20
mészkonkréció 40
60
[m] 0
100
200
5. melléklet: Kisvárda_ k137 fúrásnaplója
52
kisvarda_k139
X: 321740,00 Y: 876085,00 Z: 107,33 m Mélység: 204,00 m tg 0
100
200
am_40 300
400
500
600
700
800
sp
900
0
közet -40
-20
0
20
20
40
mn_40 0
kotottsegi fok_value 20
40
60
0
20
mesztartalom_value 40
60
0
20
limonit 40
Fosszilia
60
[m] 0
100
200
6. melléklet: Kisvárda_k139 fúrásnaplója
53
X: 321585,00 Y: 876328,00 Z: 104,67 m Mélység: 173,00 m tg
kisvarda_k146
0
100
mn_40 200
300
400
500
600
0
sp
közet -20
0
20
20
40
60
am_40 0
kotottsegi fok_value 20
40
60
0
10
mesztartalom_value 20
0
20
limonit
mészkonkréció
40
[m] 0
100
7. melléklet: Kisvárda_k146 fúrásnaplója
54
X: 321591,00 Y: 876118,00 Z: 104,00 m Mélység: 130,00 m tg
kisvarda_k149 0
200
400
600
mn_40
800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 3400 3600 3800 4000
sp
0
közet -20
0
20
20
40
60
80
100
am_40 0
kotottsegi fok_value 20
40
60
80
100
0
20
mesztartalom_value 40
60
0
20
mészkonkréció 40
[m] 0
100
8. melléklet: Kisvárda_k149 fúrásnaplója
55
kisvarda_k152
X: 325070,00 Y: 874074,00 Z: 97,59 m Mélység: 210,00 m tg 0
200
400
600
800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 3400 3600 3800 4000 4200 4400
közet
0
nn 0
200
400
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
2000
2200
2400
2600
2800
30003200
mesztartalom_value 0
20
limonit 40
mészkonkréció
60
[m] 0
100
200
9. melléklet: Kisvárda_k152 fúrásnaplója
56
kisvarda_k156
X: 320641,00 Y: 875701,00 Z: 108,20 m Mélység: 150,00 m nn 0 200400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 3400 3600 3800 4000 4200 4400 4600 4800 5000 5200 5400 5600 5800 6000 6200 6400 6600 6800 7000 7200 7400 7600 7800 8000 8200 8400 8600 8800 9000 9200 9400 9600 9800 10000 10200 10400 10600 10800 11000 11400 11200 11600
gt
mn_40
0 2004006008001000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800 3000 3200 3400 3600 3800 4000 4200 4400 4600 4800 5000 5200 5400 5600 5800 6000 6200 6400 6600 6800 7000 7200 7600 7400 7800
sp
0
közet 0
20
20
40
60
80
am_40 0
kotottsegi fok_value 20
40
60
80
0
20
mesztartalom_value 40
0
10
20
[m] 0
100
10. melléklet: Kisvárda_k156 fúrásnaplója
57
kisvarda_b165
kisvarda_b131 p
s
-20
0
20
0
20
40
60
80
100
p
Y: 876165,00 Z: 105,22 m Mélység: 170,00 m
kisvarda_k149
kisvarda_k153
-20
0
20
0
[m 0]
40
60
80
100
s
p
p
am_40
am_40
-40 -40
-20
0
20
0
20
40
60
80
100
-20
0
20
0
20
40
60
80
100
120
120
[m 0]
[m 0]
[m 0]
100
100
100
[m 0]
X: 320548,00 Y: 875708,00 Z: 106,10 m Mélység: 160,00 m
p
am_40
-20
0
20
0
20
40
60
80
100
120
[m 0]
100
100
100
200
200
kisvarda_k157
X: 320641,00 Y: 875701,00 Z: 108,20 m Mélység: 150,00 m s
[m 0]
120
100
100
kisvarda_k156
X: 320748,00 Y: 875680,00 Z: 106,38 m Mélység: 210,00 m
Y: 876328,00 Z: 104,67 m Mélység: 173,00 m
-40
20
s
[m 0]
120
kisvarda_k155
kisvarda_k146
Y: 876118,00 Z: 104,00 m Mélység: 130,00 m
am_40
-40
[m 0]
ma_40
-40
kisvarda_k139
Y: 876085,00 Z: 107,33 m Mélység: 204,00 m
X: 322780,00 Y: 876060,00 Z: 107,58 m Mélység: 250,00 m
X: 323256,00 Y: 875789,00 Z: 107,48 m Mélység: 210,00 m
s
100
200
200
11. melléklet: 1. szelvény (b131, b165, k139, k153, k149, k146, k155, k156, k157) fúrások mentén készült kisvarda_k134
kisvarda_k130
Horizontális torzítás = 1 : 450 Vertikális torzítás = 1 : 300
X: 325618,00 Y: 874868,00 Z: 96,99 m Mélység: 200,00 m
s
X: 325072,00 Y: 874825,00 Z: 97,93 m Mélység: 210,00 m
p
s
ma_40
-20
0
20
40
0
20
40
60
p
kisvarda_b131
0
20
40
0
20
40
60
80
[m 0]
100
200
s
kisvarda_k166
kisvarda_k177 X: 321742,50 Y: 875455,30 Z: 106,62 m Mélység: 154,00 m
X: 323256,00 Y: 875789,00 Z: 107,48 m Mélység: 210,00 m
ma_40
-20
80
kisvarda_k156
kisvarda_k155
X: 321670,30 Y: 875398,40 Z: 107,14 m Mélység: 213,00 m
X: 320748,00 Y: 875680,00 Z: 106,38 m Mélység: 210,00 m
ma_40
-20
0
20
40
0
40
60
80
[m 0]
[m 0]
[m 0]
100
100
100
100
200
200
100
[m 0]
X: 320548,00 Y: 875708,00 Z: 106,10 m Mélység: 160,00 m
p
am_40
-20
20
kisvarda_k157
X: 320641,00 Y: 875701,00 Z: 108,20 m Mélység: 150,00 m s
p
[m 0]
0
20
40
0
20
40
60
80
[m 0]
100 100
200 200
12. melléklet: 2. szelvény (k134, k130, b131, k177, k166, k155, k156, k157) fúrások mentén készült
58
kisvarda_k134
H o r izo n tá lis to r zí tá s = 1 : 5 0 0 V e r tiká lis t o r zít á s = 1 : 3 0 0
kisvarda_b154
X: 3 25 618 ,00 Y: 8 74 868 ,00 Z : 96 ,99 m M élység: 2 00, 00 m
kisvarda_k127
kisvarda_k152
p
kisvarda_k137 X: 3 24 845 ,00 Y: 8 74 144 ,00 Z : 96 ,88 m M élység: 2 00, 00 m
X: 3 25 070 ,00 Y: 8 74 074 ,00 Z : 97 ,59 m M élység: 2 10, 00 m
X: 3 25 164 ,00 Y: 8 74 282 ,00 Z : 98 ,06 m M élység: 7 90, 00 m
X: 3 25 259 ,00 Y: 8 74 390 ,00 Z : 97 ,68 m M élység: 8 02, 70 m
gt s
n
n
m a_40
s
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
2000
2200
2400
2600
2800
3000
3200
3400
3600
3800
4000
4200
4400
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
2000
2200
2400
2600
2800
3000
[m0]
[m0]
[m0]
100
100
100
100
100
200
200
200
200
200
300
300
400
400
500
500
600
600
700
700
20
40
0
20
40
60
80
m a_40
-20
0
20
40
0
20
40
60
50 m
0
p
3200
[m0]
-20
[m0]
800
13. melléklet: 3. szelvény (k134, b154, k127, k152, k137) fúrások mentén készült
59
kisvarda_k177
kisvarda_k166
X: 321670,30 Y: 875398,40 Z: 107,14 m Mélység: 213,00 m
kisvarda_k135
[m 0]
kisvarda_k149
X: 321742,50 Y: 875455,30 Z: 106,62 m Mélység: 154,00 m
s
p
kö ze t
-2 0
0
20
40
0
20
0
20
40
60
80
am_40
0
20
0
20
40
60
80
100
100
[m 0]
an_40
0
p
[m 0]
am_40
-2 0
p
s
-2 0
s
kisvarda_k146
X: 321585,00 Y: 876328,00 Z: 104,67 m Mélység: 173,00 m
X: 321591,00 Y: 876118,00 Z: 104,00 m Mélység: 130,00 m
[m 0]
X: 321538,00 Y: 874252,00 Z: 101,00 m Mélység: 70,00 m
20
40
60
[m 0]
10
20
30
40
50
60
70
100
100
100 100
200
14. melléklet: 4. szelvény (k135, k166, k177, k149, k146) fúrások mentén készült
60
kisvarda_k127 kisvarda_b110 kisvarda_k130
kisvarda_b154
kisvarda_k134
H o riz o n t ális t o rz í t á s = 1 : 20 0 0 V e rt ik á lis t orz í t á s = 1 : 5 00
X : 325259 ,00 Y : 874390 ,00 Z: 97,68 m M élység : 802,70 m
X : 325072 ,00 Y : 874825 ,00 Z: 97,93 m M élység : 210,00 m
X : 325164 ,00 Y : 874282 ,00 Z: 98,06 m M élység : 790,00 m
kozet
X : 325015 ,00 Y : 874461 ,00 Z: 98,37 m M élység : 1180,00 m
kozet
kozet
s
p
kozet
X : 325618 ,00 Y : 874868 ,00 Z: 96,99 m M élység : 200,00 m
ma_4 0 s
0
10
20
0
20
40
60
p
kozet
ma_4 0
80 0
[m 0]
[m 0]
[m 0]
[m 0]
100
100
100
100
100
200
200
200
200
200
300
300
300
400
400
400
500
500
500
600
600
600
700
700
700
10
20
0
20
40
60
80
50 m
[m 0]
800
800
900
1000
1100
15. melléklet: 5. szelvény (b154, k127, b110, k130, k134) fúrások mentén készült
61
kisvarda_k133
Horizontális torzítás = 1 : 1800 Vertikális torzítás = 1 : 300
Horizontális torzítás = 1 : 2000 Vertikális torzítás = 1 : 300
X: 324769,00 Y: 873888,00 Z: 96,43 m Mélység: 150,00 m
X: 324845,00 Y: 874144,00 Z: 96,88 m Mélység: 200,00 m
X: 325618,00 Y: 874868,00 Z: 96,99 m Mélység: 200,00 m
kisvarda_k136
kisvarda_k137
X: 323989,00 Y: 875859,00 Z: 96,44 m Mélység: 65,00 m s
p
ko ze t
-4 0 s
s s
p
ko ze t
p
kö ze t
-2 0
0
20
40
p
ko ze t
-4 0
ma_40
-2 0
0
20
40
-2 0
0
20
40
kisvarda_b145
Horizontális torzítás = 1 : 3500 Vertikális torzítás = 1 : 300
X: 325775,60 Y: 877179,80 Z: 102,32 m Mélység: 60,00 m
kisvarda_k168
ma_40
0
20
40
60
80
ma_40
0
20
40
60
80
ma_40
-4 0 -4 0
kisvarda_k134
X: 324950,00 Y: 874553,00 Z: 98,71 m Mélység: 100,00 m
0
20
40
60
80
[m 0]
-2 0
0
20
40
0
20
40
60
80
[m 0]
s
p
kö ze t
-4 0
-2 0
0
20
40
s
am_40
0
20
40
60
p
kö ze t
-2 0
80
[m 0]
[m 0]
10
10
20
20
30
30
40
40
50
50
60
60
0
20
40
am_40
0
20
40
60
80
100
120
10
20
30
50 m
40
50
60
70
80
90
100 100 100
100
200 200
16. melléklet: 6. szelvény (k133, k137, k136, k134, b145, k168) fúrások mentén készült
62
Kisvárda északi vízmű k_138
k_134
k_127 k_152 k_133
k_168
b_154
k_106
k_137
b_118
k_130
k_125 k_136
b_108 b_115 b_145 b_120
b_68 b_131 b_147
b_165
b_91 k_124
k_177 k_135
k_166
Kisvárda déli vízmű k_139 k_149
k_153 k_146
k_155 k_156 k_157
17. melléklet: A fúrások eloszlása Kisvárda közigazgatási határain belül
63
