EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR FÖLDRAJZ- ÉS FÖLDTUDOMÁNYI INTÉZET. Általános és Alkalmazott Földtani Tanszék TERÜLETEN

EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR FÖLDRAJZ- ÉS FÖLDTUDOMÁNYI INTÉZET Általános és Alkalmazott Földtani Tanszék A DRÁVA-MEDENCE SZERKEZETFEJLŐDÉSE ÉS A KAPCSOLÓDÓ GÁZ/OLAJMEZŐK VISZONYA A BARCS KÖRNYÉKI TERÜLETEN Diplomamunka Készítette: OROSS REBEKA Témavezetők: CSIZMEG JÁNOS SZILÁGYI IMRE Konzulens: FODOR LÁSZLÓ Budapest, 2015

Tartalomjegyzék 1. Bevezetés, célkitűzés... 3 2. Földtani felépítés és kutatástörténet... 5 2.1. Rétegtani és szerkezetföldtani áttekintés... 5 2.1.1. Preneogén fejlődéstörténet... 5 2.1.2. Neogén fejlődéstörténet... 8 2.2. Szénhidrogénföldtani áttekintés... 15 2.2.1. A szénhidrogén rendszer elemei... 15 2.2.2. A területen és környezetében található szénhidrogén telepek... 17 3. Felhasználta adatok és módszerek... 22 4. Szeizmikus értelmezés... 27 4.1. Aljzati megfigyelések... 27 4.2. Medencekitöltő üledékekben megfigyelt jelenségek... 32 5. Diszkusszió... 39 5.1. Aljzat... 39 5.2. Medencekitöltő üledékek jelenségeinek értelmezése... 43 5.2.1. Késő-miocén deformáció... 43 5.2.2. Fiatal deformáció (Neotektonika)... 46 5.2.3. Atektonikus deformáció... 50 5.3. Az eredmények behelyezése a regionális szerkezetföldtani modellbe... 54 5.4. Az eredmények szénhidrogénföldtani értelmezése... 60 5.4.1. Migráció és csapdázódás... 60 5.4.2. Szénhidrogén rendszerek... 63 5.4.3. Szénhidrogén rendszerek az egyes mezők tekintetében... 66 6. Következtetések... 71 7. Összefoglalás... 74 8. Summary... 76 1

9. Köszönetnyilvánítás... 78 Irodalomjegyzék... 79 2

1. Bevezetés, célkitűzés A dolgozatom célja egy szerkezetföldtani fejlődéstörténet felállítása a Drávamedence egy részegységére 3D szeizmikus adatok értelmezése alapján. A süllyedék a Pannon-medence délnyugati részén helyezkedik el, a magyar-horvát határon (1. ábra). Fő feladatom volt azonosítani a deformációs eseményeket és szerkezeteket, illetve azokat beilleszteni a szénhidrogén rendszerbe, valamint a tágabb regionális szerkezetföldtani modellbe. 40 km 1. ábra A vizsgálati terület (fekete kör) földrajzi elhelyezkedése A Dráva-medence az egyik legfontosabb szénhidrogén kutatási és termelési terület Magyarország és Horvátország területén. A kutatások már az 1900-as évek elején megkezdődtek, és mind a mai napig aktívak. A legnagyobb olaj- és gáztelepeket már megtalálták, és többnyire ki is termelték, ennek ellenére még van potenciális lehetőség újabb telepek felkutatására. A még meg nem talált szénhidrogén telepek általában kisebb felhalmozódások, melyeket csak korszerű geofizikai és geológiai mérési és értelmezési módszerekkel lehet lokalizálni. Napjainkban használt egyik legfontosabb ilyen mérési módszer a 3D szeizmika, melynek adattömbjét különböző modern módszerekkel értelmezve sok új felfedezést tehetünk. Egy fontos és korszerű értelmezési eszköz a szeizmikán alkalmazható attribútum-tömbök készítése, mellyel a 3

sztratigráfiai és szerkezeti elemeket és anomáliákat lehet felerősíteni. Az ilyen attribútumok nagymértékben megkönnyítik az értelmezést és olyan jelenségeket tesznek láthatóvá, melyek az amplitúdó adatokon rosszul észlelhetők. A medence területén található szénhidrogén telepek többsége vetőkhöz és egyéb szerkezeti elemekhez kapcsolódó csapdákban találhatók, ezért a szerkezetföldtani vizsgálatok és az eredmények elengedhetetlenek az újabb felhalmozódások megtalálásában. Mivel a területről eddig nem született összefoglaló jellegű szerkezetföldtani értelmezés, munkám eredménye alapjában nyújt új információkat a terület geológiai felépítésére vonatkozóan. Az értelmezést nem csak a szűkebb vizsgálati területen lehet alkalmazni, de akár a tágabb léptékű szerkezetföldtani és földtani modellek számára is fontos lehet jelen dolgozat. Munkámban elsősorban a medence kitöltő üledékek megjelenésével, sajátosságaival és deformációjával foglalkoztam, hiszen ez a térrész képezi a szénhidrogén kutatások fő célpontját. Ezen felül az aljzat minimális értelmezését is elvégeztem, ami elengedhetetlen volt a medence felépítésének megértésben. Eredményeimet összevetettem, mind a magyar, mind pedig a horvát oldalon született korábbi értelmezésekkel és elméletekkel. 4

2. Földtani felépítés és kutatástörténet 2.1. Rétegtani és szerkezetföldtani áttekintés A vizsgálati terület a Pannon-medence délnyugati részén található a horvátmagyar határ mentén. A medence aljzatát felépítő nagyszerkezeti egység a Tiszaiegységbe sorolható, ami a közép-magyarországi vonaltól délre található (2. ábra) (Szederkényi et al., 2013). Az ALCAPA és a Tisza nagyszerkezeti egységek fejlődéstörténete különbözik, csak a késő-eocén kora-miocén során kerültek egymás mellé (Csontos és Nagymarosi, 1998). Ezek után kezdődött meg a negoén Pannonmedence ív mögötti medenceként való kinyílása (Horváth és Tari, 1999). 2.1.1. Preneogén fejlődéstörténet 2. ábra Magyarország nagyszerkezeti egységei, és azokat elválasztó főbb szerkezeti elemek, valamint a kutatási terület elhelyezkedése zöld ellipszissel jelölve (Haas, 2014 után) A Tisza nagyszerkezeti egység preneogén aljzatát a variszkuszi hegységképződés (karbon perm) során létrejött kompozit terrénum alkotja. A főbb tektonikai elemek által három prealpi egységre osztható, amelyek közül a vizsgálati terület a Szlavóniai- Drávai terrénumba tartozik (Kovács et al., 2000), ahol jellemzőek a DDNy felé dőlő kis szögű normálvetők. Az egységben megjelenő kőzetek a Babócsai Komplexumba sorolhatóak, amit főleg közepes metamorf fokú gneiszek, kisebb mértékben amfibolit és 5

csillámpala kőzetek alkotnak. A komplexum délkeleti részein a metamorf összletre késő-karbon korú molasz üledékek rakódtak, melyet a Dráva-medencében a Tésenyi Homokkő Formációba sorolunk (3. ábra). A képződmény vastagsága akár 1500 m is lehet (Szederkényi et al., 2013). A Variszkuszi hegységképződés utáni szakaszban a Tisza nagyszerkezeti egység három alegységbe sorolható, a Mecseki-egység (Kunsági-egység), a Villány-Bihariegység (Szlavóniai-Drávai-egység), illetve a Békés-Kodrui-egység. A vizsgálati terület Haas et al. (2010) szerint a Mecseki-egység részét képezi, habár a déli részen kis terület átnyúlik a Villány-Bihari-egységbe (2. ábra). A továbbiakban a Mecseki-egység fejlődéstörténetét tárgyalom részletesen, hiszen a vizsgálati terület nagy része ebbe az egységbe tartozik. A késő-karbon és kora-perm folyamán molasz típusú üledék rakódott le a kristályos aljzat erodált felületére, ami jellemző a Villányi-hegységre, a Mecsekihegységre és a Dráva-medencére is (3. ábra). A perm folyamán először kontinentális eredetű üledékek rakódtak le (Kővágószőlősi Homokkő Formáció, Korpádi Homokkő Formáció), amit a Gyűrűfűi Riolit fed. Ezekre eróziós felszínt követően a középső-perm korú Cserdi Konglomerátum Formáció és a Bodai Aleurolit Formáció következik, amik együttesen egy transzgresszív sorozatot alkotnak (Szederkényi et al., 2013). Az alpi fejlődés során a késő-perm középső-jura intervallumban a Tisza nagyszerkezeti egység az Európai kontinens szegélyén helyezkedett el, a Tethys északi selfterületén. Ezen belül a Villány-Bihari-egység a középső selfet képviselte, míg a Mecseki-egység volt legközelebb a kontinens belsejéhez, így ott ebben az időszakban erős terrigén hatás érvényesült (Szederkényi et al., 2013). A Tiszai-egység leválását az európai kontinensről (középső késő-jura) erős vulkanizmus jellemezte, ami a korakrétában volt a legerőteljesebb (Harangi et al., 1996). A riftesedés az egység feldarabolódásához és mélymedencék kialakulásához vezetett. A cenoman-turon során turbiditek jelzik a kompressziós feszültségek felerősödését a területen, ami flexurális medencék kialakulásához is vezetett (Császár, 2002; Szederkényi et al., 2013). 6

3. ábra A terület tágabb környezetének prekainozoos térképe Haas et al. (2010) alapján; a számok jelentése megegyezik a szerzők által használttal: 4-albai medence fáciesű márga és törmelékes lejtőüledék, 5-alsó-kréta platform fáciesű mészkő, 6-alsó-kréta bázisos vulkanitok, 9- középső-jura alsó-kréta pelágikus mészkő, tűzköves mészkő, 10-alsó középső-jura pelágikus, finom sziliciklasztos összlet, 12-felső-triász alsó-jura kőszéntartalmú sziliciklasztos összlet, 13-középső-triász sekélytengeri, sziliciklasztos és karbonátos összlet, 14-alsó-triász folyóvízi és delta fáciesű sziliciklasztos képződmények, 15-kisfokú metamorf mezozoos képződmények, 16- mezozoos képződmények tagolás nélkül, 17-permi riolit, 18-permi szárazföldi törmelékes összlet, 19-felső-karbon szárazföldi törmelékes összlet, 20-ópaleozoos kisfokú metamorf képződmények, 21 és 23-variszkuszi közepes fokú metamorfitok A triász legalsó rétegeit szintén homokkövek alkotják, majd az anisusi során megkezdődik a tenger előrenyomulása, ami széles rámpát eredményezett. A sziliciklasztos homokos és aleuritos képződmények egyre kisebb részarányúak és teret hódít a karbonátos üledékképződés (márgák, dolomitok, mészkövek). A kialakuló rámpán a Mecseki-egység képviselte a mélyebb zónát. A riftesedés miatti feldarabolódásnak köszönhetően a Mecseki-egység egy félárok szerkezetet alkotott a mezozoikum nagy részében. A középső- és késő-triász határán sekélyedés veszi kezdetét. A sekélyedő sorozatot kőszén tartalmú mocsári képződmények fedik (Szederkényi et al., 2013). 7

A Mecseki Kőszén Formáció a kora-jura során rakódott le a Mecseki-egységben. A kőszén fedője késő-szinemuri, sekélytengeri finomszemcsés homokkő, márga, majd mészkő. Mindez egy mélyülő, transzgressziós képződési környezetet reprezentál. A toarci anoxikus eseményt fekete pala jelzi a rétegsorban. A bajóci végén a Tiszai-egység végleg levált az európai kontinensről, így a szárazföldi üledékszolgáltatás is alábbhagyott, ami mélyvízi, karbonátos képződmények lerakódásához vezetett (3. ábra) (Szederkényi et al., 2013). A kréta során kiteljesedő alkálibazaltos vulkanizmus, már a jura végén megindult a Mecseki-egységben. A csúcsát a valangini-hautereivi során érte el, a lerakott vulkáni kőzeteket együttesen Mecsekjánosi Bazalt Formációnak nevezik (Haas és Péró, 2004). A Mecseki-hegység területén konglomerátum és homokkő rétegek jelennek meg a vulkáni összletben, amik mind sekély, mind mélytengeri fosszíliákat is tartalmaz. Ez arra enged következtetni, hogy a bazalt vulkánok néhol a vízfelszín közelébe értek, és körülöttük atollok képződtek (Császár, 2002). A hegységtől távolodva a vulkanizmus hatása gyengül. Az alpi orogén első szakasza valószínűleg az albai-cenoman során következett be a Mecseki-egységben, ami nagymértékű eróziót okozott, így turoninál fiatalabb kréta képződményeket nem találunk az egység vizsgálati területhez közel eső részein. A coniaci során történhetett az egységen belül a legnagyobb mértékű takaróképződés és új medencék kialakulása (Haas és Péró, 2004), ahol campaniai és maastrichti korú sziliciklasztos, valószínűleg turbidites eredetű üledékek rakódtak le a Mecseki-egység egyes részein (Szederkényi et al., 2013). A paleogén során egy elzárt kontinentális medencében lerakódott sziliciklasztos rétegsor található a Mecsekhegységtől délre, melynek kora Varga et al. (2004) szerint késő eocén. 2.1.2. Neogén fejlődéstörténet A Pannon-medence kialakulása a késő-egri eggenburgi (kora-miocén) során kezdődött meg. A medence fejlődése az Alp-Kárpáti orogénnel párhuzamosan zajlott, kinyílása a hegységrendszer ívmögötti medenceként való kinyílásával magyarázható, amire a szubdukciós zóna folyamatos hátrálása adott lehetőséget (4. ábra) (Horváth, 2007). Az ALCAPA blokk laterális kiszökése a közép-magyarországi zóna mentén szintén fontos volt a medenceképződés kiváltó okai között. A szubdukció a középsőmiocénig a kárpáti ív teljes hosszába zajlott, a Keleti-Kárpátokban tovább folytatódott, amely során az alábukó litoszféra magára húzta a Tisza-Dácia-egységet, ami az ív 8

mögötti Pannon-medemce képződését okozta (Royden és Horváth, 1988; Tari et al., 1999; Horváth, 2007). Ez a folyamat generálta az extenziót is, ami főleg lapos szögű normálvetőkként jelentkezik a medencében (Csontos és Nagymarosi, 1998; Tari et al., 1999; Schmid et al., 2008). A széthúzás iránya Royden et al. (1982) szerint NyDNy- KÉK csapású, míg Tari et al. (1992) egy erre merőleges ÉNyÉ-DKD csapású, egykorú extenziót javasolt, ami főleg a délkeleti Pannon-medencében volt intenzív a középsőmiocén során. 4. ábra 3D geodinamikai modell a Pannon-medence korai kialakulásáról (18-16 Ma) (Horváth, 2007); 1 Európai előtér, 2 előtéri molasz medence, 3 Alpi orogén ék, 4 Magura-Sziléziai flis-medence, 5 normálvetődés illetve transzpressziós oldalelmozdulás, 6 mozgási irány, M MOHO, L litoszféra határ, PA Periadriai-vonal A medence kialakulását a McKenzie-féle termomechanikus medencefejlődési modellel magyarázták, ami szerint a fejlődés két egymást követő fázisra osztható: a tektonikusan aktív szinrift szakaszra és egy termikusan kontrollált posztrift fázisra (McKenzie, 1978; Royden és Horváth, 1988). A szinrift fázis foglalja magában a litoszféra megnyúlását és kivékonyodását (4. ábra), melynek helyére jóval magasabb hőmérsékletű asztenoszféra anyag kerül. Ez a folyamat okozza a szinrift szakaszra jellemző magas hőáramot. Ez az anomália még mindig megfigyelhető a Pannon-medencében, ahol a jelenlegi hőáram (80-130 mw/m 2 ) jóval magasabb az átlagosnál (50-60 mw/m 2 ) (Lenkey et al., 2002). A tágulás 9

következménye a medence süllyedése, ami a lepusztulási területhez közel eső részeken (Erdélyi-medence, Bécsi-medence) vastag kárpáti-szarmata rétegsorral kezdett el feltöltődni, míg a távolabbi területek éhező medencerészek voltak (Alföld, Dunántúl). A szinrift fázis kezdetét hagyományosan a kora-miocénben meginduló üledékképződés és vulkanizmus alapján datálták, a végét pedig a szarmata végére tették (Royden és Horváth 1988; Dombrádi, 2012). Az újabb eredmények szerint a fázis lezárása nem egy időben következett be a medence teljes területén. A keleti részen valamivel később történt meg (Matenco és Radivojevic, 2012). 5. ábra 3D modell a Pannon-medence kialakulásának és fejlődésének illsztrálásával a későmiocén során (11-10 Ma), a posztrift szakasz kezdete (Horváth, 2007) a jelmagyarázat megegyezik a 4. ábráéval A posztrift fázis kezdetét a szarmata-pannóniai határra tették (Royden és Horváth 1988; Dombrádi, 2012). A szarmata végén egy inverziós esemény datálható, ami Horváth (1995) szerint kb. 12-9 millió éves esemény. Ekkorra a szubdukálható litoszféra teljesen felemésztődött és az ALCAPA, majd a Tisza-Dácia blokkok ütközhettek a kelet-európai előtérrel (5. ábra). Ezt a posztszarmata inverziót követte a késő-miocén posztrift süllyedés. Ebben a fejlődési szakaszban az üledékképződés rátája meghaladta a süllyedést, így a medence teljes mértékben feltöltődött. Ennek rétegsorát és képződményeit a fejezet későbbi szakaszában részletezem. 10

A miocén végén folyamatosan változik az extenziós feszültségtér és ezzel elkezdődik a neotektonikai fázis a medencében. Az irányváltozás az adriai mikrolemez északi irányú mozgásának és az óramutató járásával ellentétes forgásának eredménye (Bada et al., 1999). A transzpressziós-kompressziós feszültségmező fokozatosan fejlődött ki az Alpoktól és a medence széleitől a belseje felé. Az inverzió kezdete a Pannon-tó feltöltődésével datálható. Uhrin et al. (2009) eredményei alapján a medence DNy-i részében 7,5-8 millió éve kezdődhetett meg a gyűrődés. Ez a főleg kompressziós feszültségtér még mind a mai napig jellemző a medencére, ami néhol süllyedést néhol pedig kiemelkedést okoz (Bada et al., 2007). A vizsgálatom tárgyát képező terület a Pannon-medence déli peremén található az ÉNy-DK csapású Dráva-medencén belül. A délkeleti Pannon-medence kialakulása az Adriai-lemez és a Déli-Alpok (Dinaridák) konvergenciájához kötött, ami folyamán az Adriai-lemez alábukott. A folyamat nagymértékű rövidülést és áttolódásos szerkezeteket hozott létre a Déli-Alpokban és a Dinaridákban (4. ábra). Az délkeleti Pannon-medence kinyílása az oligocén kora-miocén során induló extenzióhoz köthető, ami a kontinentális riftesedéshez kapcsolódó litoszféra kivékonyodásnak köszönhető. Ezen időszak alatt oligocén korú jobbos eltolódások reaktiválódtak (Prelogovic et al., 1998; Pavelic 2001). A riftesedéshez a jobbos eltolódásokon kívül blokk rotáció és mély törések kialakulása is köthető, melyet szinszediment andezites vulkanizmus kísért egészen a késő-miocénig (Jamicic, 1995; Pamic et al., 1998). Az extenzió fő szakasza a kora (ottnangi) középső-miocénre (bádeni) tehető, ahol a blokkok északkelet felé mozogtak a kialakuló vetők mentén és a regionális feszültség iránya É-D-re váltott. Ezek az események vezettek a területen található extenziós medencék, mint a Dráva medence kinyílásához a kora-miocén szarmata során (Prelogovic et al., 1998; Lucic et al., 2001; Tari, 2002; Schmid et al., 2008; Mandic et al., 2012). A medence kinyílása után a termális süllyedés tovább folytatódott az asztenoszféra benyomulását követően kivékonyodó litoszféra izosztáziája miatt (Stegena, Géczy és Horváth, 1975). A terület nagy része éhező medencévé vált a szarmata során (Lucic et al., 2001). Mindeközben a medencék déli peremvetői normálvetőkként működtek a medencék mélyülését növelve (Jamicic, 1995). 11

6. ábra A területen előforduló neotektonikai elemek Mandic et al. (2012) után, a zöld területeken alsó középső-miocén tavi üledékek fordulnak elő, a rózsaszín ellipszis jelzi a vizsgálati területet, DF-Dráva-vető, SF-Száva-vető, SZB-Szlovéniai-Zagorje-medence, PF- Periadriai-vonal, LF-Lavantáli-vető, LjF-Ljutomer-vető, CF-Celje-vető, DoF-Donat-vető, SF- Sostanj-vető, BF-Balaton-vonal, NF-Nagykanizsa-vonal A területen a pliocén során új deformációs fázis kezdődött, ami azóta is tart, ez a fázis a neotektonikai fejlődéstörténet. A szerkezeti fejlődést árkos normálvetők (wrench faulting) és jobbos oldalelmozdulások dominálják (6. ábra), amikhez jobbos transzpresszió kapcsolódik a vetőzónák mentén. A regionális feszültségtér ÉÉK-DDNy összenyomással jellemezhető. A legfontosabb ilyen eltolódási zóna a Periadriai-vonal és annak lehetséges folytatása a területtől délre található Dráva-vető (6. ábra). A vetők közötti térrészekben transzpresszió a jellemző, és a maximális elmozdulás a vizsgálathoz közel eső részeken 10 km (Prelogovic et al., 1998; Bada et al., 1999, Mandic et al., 2012). 12

7. ábra Sematikus szelvény fúrások és szeizmika alapján a területen keresztül (Horváth és Gyuricza, 2012 alapján) A déli Pannon-medence üledékkitöltése neogén és kvarter korú, vastagsága akár a 7 km-t is elérheti. Az üledékes kitöltés egy rövid szárazföldi periódussal kezdődik, majd tengeri üledékek következnek, végül pedig újra folyóvízi és terresztrikus kitöltés figyelhető meg (7. ábra). Saftic et al. (2003) szerint a medencék üledékes kitöltését három megaciklusra lehet osztani, melyek másodrendű ciklusok során rakódtak le, és jól reprezentálják a szerkezeti fejlődéstörténetet is. A megaciklusok nagymértékű unkonformitások által határoltak (8. ábra). A szinrift-posztrift határt a késő-bádeni üledékek alján húzódó unkonformitás reprezentálja. Az első megaciklus kora- és 13

középső-miocén szinrift és korai posztrift üledékekből áll, melyek főleg terresztrikus sziliciklasztok és ezeket fedő sekély és mélyvízi márgák, agyagok (Kozárdi Márga Formáció, Szilágyi Agyagmárga Formáció, Tekeresi Slír Fromáció) és mészkövek (Rákosi Mészkő Formáció) (7. és 8. ábra). A ciklus végét finomszemcsés brakkvízi képződmények reprezentálják, amik éhező medencében rakódtak le. A vizsgálati területen a szarmata korú üledékek jelenléte csak néhány fúrásban igazolható (Kálmáncsa-1,-2 és Jánosmajor-2) a szénhidrogénföldtani jelentések alapján (Márton et al., 2011; Velledits et al., 2013). 8. ábra A terület neogén és kvarter üledékei illetve a szénhidrogén rendszer elemei (Saftic et al., 2003 alapján) 14

A második megaciklus a késő-miocént foglalja magában, amikor termális süllyedés jellemezte a Pannon-medencét. Az üledékes kitöltés litorális mészkővel és hemipelágikus márgákkal (Endrődi Márga Formáció) kezdődik, a mélymedencékben turbidittestek és csatornák figyelhetőek meg (Szolnoki Formáció). Ezt fedik az agyagos selflejtő (Algyői Formáció), a homokos deltafront (Újfalui Formáció) és a parti síkság (Zagyvai Formáció) üledékei (8. ábra). A Dráva-medence északi részén ezek az üledékek egészen feltöltötték a Pannon-tavat, így itt fluviális környezet volt jellemző a ciklus vége felé (Saftic et al., 2013). A második megaciklus képződményeinek mindegyike megfigyelhető a vizsgálati területen (7. ábra). A harmadik megaciklus a pliocén és kvarter folyamán keletkezett képződményeket foglalja magában. A medence inverziója a mélyebb részeken nagymértékű süllyedést, míg a magasabb topográfiai területeken kiemelkedést és eróziót okozott. Ekkora már csak a medence déli részein volt vízzel fedett terület, ahol folyóvízi üledékek rakódtak le (7. ábra) (Saftic et al., 2013). 2.2. Szénhidrogénföldtani áttekintés 2.2.1. A szénhidrogén rendszer elemei Baric et al. (1998) szerint a Dráva-medence nyugati részén a kora-miocéntől a bádeni-ig rakódtak le agyagos, karbonátos és márgás anyakőzetek, amiből a vizsgálati területen többnyire csak a bádeniek jelennek meg (8. ábra). Ezek az anyakőzetek ma kb. 3000 m mélyen vannak (7. ábra). Ezen kívül előfordulnak pannóniai korú (8. ábra) és mezozoos pélitek, melyeknek anyakőzet minőségük alacsonyabb. A szerves anyag eredete többnyire terrigén, így a kerogének III. típusúak. Egyes szénhidrogénipari zárójelentésekben a bádeni anyakőzeteket II. típusú kerogénnel is jellemzik (Horváth et al., 2000; Horváth, 2011), ezt támasztja alá Lucic et al. (2001) is. Az olajablak 2000-2800 m körül kezdődik a területen, míg a gázkondenzátum ablak mélysége kb. 3150-3800 m. A képződmények TOC értékei 0,45-1,8 %-ig váltakoznak, a hidrogén indexek pedig 147 és 553 mghc/gtoc közöttiek. Ezen értékek közül általában a mélyebb helyzetű anyakőzetek jellemezhetők a nagyobb számokkal. A pannóniai anyakőzetek jelenleg az olajablak zónájában lehetnek, a bádeni kőzetek kb. 6 millió évtől kedve, míg a mélyebben elhelyezkedő kora- és középső-miocén korú anyakőzetek 10,2 és 5,9 Ma év között lehettek az olajképződés zónájában. Az utóbb említett rétegek jelenleg túlnyomásos zónában találhatóak a pannóniai üledékek alatt. Az éréstörténeti 15

modellezések alapján a terület nagy részén a gáz és gázkondenzátum telepek anyakőzete nagyon érettek vagy túlérettek (Baric et al., 1998). A migrációs útvonalak fő trendje északnyugatról kelet-délkelet felé valószínűsíthető, a rezervoár rétegek anizotrópiája, a nyomásértékek és a Horvátországban található Molve-Kalinovac-StariGradac felhalmozódások szénhidrogén eloszlása alapján (Baric et al., 1998). Habár a Görgeteg-Babócsa kutatási terület zárójelentésében D-DNy-i irányból érkező szénhidrogéneket feltételeztek, hiszen az ÉNy-DK csapású aljzati hát északi oldalán nincsenek telepek (Tormássy et al., 1975). Saftic et al. (2003) szerint a migráció főként a kiterjedt unkonformitások és vetőzónák mentén zajlott. Sokszor az is előfordul, hogy a keletkezett szénhidrogén helyben csapdázódik, vagy csak elsődleges migrációban vesz részt, tehát nem jut el sekélyebb mélységű tárolókig. Ilyen telepeket képviselnek egyes helyeken a bádeni korú üledékekben található felhalmozódások (Tormássy et al., 1975; Dank, 1988; Saftic et al., 2003). Baric et al. (1998) szerint a migráció főleg horizontális lehetett a felsőbb telepek esetében, ahol a szerzők a pannóniai péliteket veszik anyakőzetnek. A bádeni korú anyakőzetekből a keletkezett szénhidrogén egy része lefelé migrálhatott, majd horizontális mozgás után jutott el az aljzat mállott zónáiba, ahol felhalmozódott. A Dráva-medencében több szintben azonosítottak rezervoár rétegeket. Legalsó szint az aljzat mállott zónája, felette következnek a bádeni durvatörmelékes rétegek és lithothamniumos mészkő, ezek többnyire másodlagos porozitással rendelkeznek. A felsőbb rétegekben a pannóniai homokkövek több szintben is jó rezervoártulajdonságokkal bírnak. A legtöbb tárolókőzet az első és második megaciklusban található (8. ábra). A pannóniaiban található rezervoárok lehetnek turbidittestek, homoklencsék, csuszamlások, delta előtéri torkolati zátonyok és deltasíksági csatornák. (Saftic et al., 2003). A pannóniai homoktestek permeabilitása általában csak a felsőbb rétegekben éri el a 100 md-t (Tormássy et al., 1975). A terület szénhidrogén felhalmozódásaival sokszor azonosítható nagy mennyiségű CO 2 és H 2 S. Ezek jelenléte a rezervoár kőzetek ásványtani összetételével magyarázható, valamint a CO 2 az érés közben is termelődik (Baric et al., 1998). A vetők és unkonformitások mentén migráló szénhidrogének az aljzati kiemelkedéseken és azok felett kialakult antiklinálisokban halmozódnak fel. Ezen kívül a területen megjelennek sztratigráfiai csapdákhoz kötött telepek is, főleg a pannóniai homokos üledékekben. Az aljzatban és a bádeniben található helyben felhalmozódott 16

sztratigráfiai csapdákat nehéz megtalálni, így ebből kevés van a területen. Előfordulnak még sztratigráfiai és szerkezeti csapdák együttesen is, ahol a felhalmozódást vető zárja le (Tormássy et al., 1975; Saftic et al., 2003). A felhalmozódások létrejöttéhez megfelelő zárókőzetre is szükség van. Ezt a területen a mélyebb rezervoárok esetében a kora- és középső-miocén korú agyagos és márgás képződmények jelentik, melyek egyben anyakőzetek is lehetnek. A felsőbb pannóniai homoktestek esetében nem beszélhetünk összefüggő regionális záróképződményről, itt a deltalebenyek és csatornák közötti agyagos képződmények említhetőek (8. ábra). Sokszor előfordul, hogy a csatornakitöltések homoktesteit és a selflejtőn kialakult rezervoárokat nem fedi megfelelő minőségű záró, így azok nem tartalmaznak szénhidrogén telepeket (Saftic et al., 2003). 2.2.2. A területen és környezetében található szénhidrogén telepek Az általam vizsgált terület a Dráva-medencén belül a Vízvár-Babócsai magas rögvonulathoz kapcsolódik. A vizsgálati területhez közel eső szénhidrogénkutatási területeket a 9. ábrán láthatjuk. A kutatási területhez szorosan kapcsolódó mezők a következők: Görgeteg-Babócsa-Kelet, Szulok, Darány, Istvándi (10. ábra). Ezeken kívül számos szénhidrogén telep található a Dráva-medencében, melyek a 10. ábrán láthatók. A Dráva-medence területére a magyar kincstár 1915-ben terjesztette ki a kutatási tevékenységet és Bányaváron tárták fel az első olajmezőt. 1933-ban megindult az EUROGASCO kutatása, aminek eredményeként 1935-ben megkezdték Görgetegen a mélyfúrási tevékenységeket, majd 1936-ban Inkén folytatták a kutatást. Tudománytörténeti érdekesség, hogy a Magyarország területén készített első karotázsmérés a Görgeteg-1-es fúrásban történt. A mérést a Schlumberger vállalat kivitelezte 1935. december 21-én. Ezekről az eseményekről Barabás Kálmán jelentése számol be. Ezen kutatásokat több éves szünet követte a Zalai-medencében elért sikeres eredmények miatt. A medence északi részeinek nagyobb mértékű feltérképezése kőolajföldtani szempontból az 1960-as években indult meg. A következőkben röviden összefoglalom a vizsgálati területhez legközelebb eső kutatási területek olajipari eredményeit (Kőrössy, 1989). 17

9. ábra A korábbi szénhidrogén kutatási területek elhelyezkedése Horváth és Gyuricza (2012) alapján, a piros keret jelzi a Dráva (leendő) koncessziós területet, a sárga színű háttér pedig a szénhidrogén kutatási területeket (Pétervására név alatt említik a Péterhida területet) Időrendben az első mező a görgetegi, itt Eötvös-ingás és graviméteres mérésekkel sikerült kimutatni a pozitív anomáliát okozó aljzati kiemelkedést, az anomália kelet felé fokozatosan csökken. A területen szeizmikus méréseket is végeztek, először 1936-ban, ami a rétegek DNy-i dőlését mutatta ki. Ezen kívül felszíni geológiai térképezés és mágneses mérések is történtek. 1944-ig három kutat mélyítettek le az aljzati magaslat felett, melyek mindegyikében mutatkoztak szénhidrogén nyomok, de telepet nem találtak. A pannóniai rétegekben gáznyomokat, míg a bádeniben olajnyomokat észleltek a rétegvizsgálatok során (Kőrössy, 1989). A Görgeteg-Babócsa területen a kutatás folyamatosan zajlott az 1950-es évek óta. Az első fúrást, GB-1, 1954 februárjában mélyítették, ami az alsóbb helyzetű pannóniai rétegekben bíztató kőolaj- és földgáznyomokat talált. A GB-2 jelű fúrás ipari értékű földgázt és párlatot adott. A területen 29 db GB és 7 db GB-Felső jelű fúrást mélyítettek le, melyekből 16 db gáztermelő és 2 db olajtermelő kútként üzemelt (10. ábra). A területen egy kőolajmezőt azonosítottak a fiatalabb pannóniai rétegekben, míg a maradék egy kőolajtelep és 13 db földgáztelep az idősebb pannóniai rétegekhez kapcsolódik. A csapdák többnyire szerkezetekhez kötöttek vagy lencsés kifejlődésű 18

homoktestek. A legjobb tárolók porozitása 100 md. Az aljzati boltozat északi szárnyán nincsenek telepek (Tormássy et al., 1975; Kőrössy, 1989). A Szulok kutatóterületen a geofizikai mérések a Görgeteg-Babócsa terület kutatásával egy időben zajlott. Négy kutatófúrást mélyítettek, melyek az aljzati rögvonulathoz kapcsolódva helyi kőolaj felgyülemlést találtak (Szu-1 kút) az idős pannóniai rétegekben, ezen kívül a bádeni rétegek mutattak vizes-gázos kőolajnyomokat (10. ábra) (Kőrössy, 1989). A Görgeteg-Babócsa-Kelet terület a már korábban említett Görgeteg-Babócsa rögvonulat folytatása kelet felé. A területen a geofizikai kutatások 1958-ban mutatták ki az aljzati kiemelkedést. A kutatóterületen 1960-65-ben 9 db felderítő kutatófúrást mélyítettek. A fúrások eredményeképp két kisebb földgáztelepet fedeztek fel (10. ábra), melyből az alsóbb helyzetű az idősebb pannóniai rétegek egy homoktestében található. Ezt a telepet a GBK-2 jelzésű fúrás 2218-2221 m között harántolta. A magasabb helyzetben lévő tárolót a GBK-1, -2, -4, -7, -8, -9 jelzésű kutak találták kvarchomokkőben (Tormássy et al., 1975; Kőrössy, 1989). A komlósdi kutatóterületen a geofizikai méréseket az előzőekben említett Görgeteg-Babócsa területtel együtt végezték el. A Komlósd-1 jelzésű fúrást 1966-ban mélyítették le. Kőrössy (1989) arról számol be, hogy a lemélyített fúrás nem talált biztató szénhidrogén nyomokat, de a kőolajföldtani elképzelés alapján valószínűsíthető, hogy a területen lehet csapdaszerkezet és a migráció is megtörténhetett, de a telepet nem találták meg. A komlósdi területen a MOL napjainkig kutatási és termelési tevékenységet végez (9. ábra). A 76. számú Komlósdi terület kutatási zárójelentése (Horváth et al., 2000) a következőkről számol be: A területen biogén és termogén gázelőfordulásokat is találtak, sőt a kettő keveréke is előfordult. A tárolók a prekambriumi csillámpalák, gneiszek felső mállott zónái illetve az alsó-triász dolomitok. Ezen kívül a medencekitöltő üledékek alsó szakaszában tárolók a középsőmiocén durvatörmelékes képződmények és a pannóniai idősebb homokkövek. A telepek főleg tektonikusan árnyékolt szerkezeti és sztratigráfiai csapdákban találhatóak (Horváth et al., 2000). 19

10. ábra A terület szénhidrogén előfordulása az IHS Inc. adatbázisa alapján, a fekete sokszög jelzi a 3D szeizmika körvonalát A Darány kutatóterületen szintén végeztek geofizikai kutatási tevékenységeket az 1935-ös évtől kezdve. A kutatófúrásokat 1975-80 között mélyítették, 5 db Dar jelzésű, 1 db Dar-K és 2 db Dar-Ny jelzésű kutat fúrtak. Ezekből a Dar-1 fúrásban az idősebb pannóniai rétegekben egy földgáz (1996-2004 m) és két kis olajtelepet (1582-1589 m és 1546-1568,5 m) azonosítottak. Az alsóbb helyzetű olajtelepből napi 6 m 3 kőolaj volt termelhető. A Dar-2, -3, -4 fúrás a bádeni rétegekben talált olaj- és gáznyomokat. A Dar-Ny jelzésű kutak szintén mutattak olaj- és gáznyomokat a pannóniai üledékek alsó szakaszában (Kőrössy, 1989). Barcs kutatóterületen az első geofizikai méréseket szintén 1935-ben végezték, majd 1977-1987-ig szeizmikus méréseket végeztek. 1979-83 között öt fúrás mélyült a Barcs-Ny kutatóterületen, és a kedvező eredményeknek köszönhetően az országhatár másik oldalán (Horvátország) is több kutatófúrást végeztek (10. ábra). Az aljzati lapos felboltozódás mállott zónájában és a felette lévő bádeni üledékekben kis gázkondenzátum telepet azonosítottak (Kőrössy, 1989). 1987-ig összesen 9 kutat fúrtak, amiből 5 meddő lett. A telepek szerkezeti csapdákhoz kötött halmaztelepek az aljzatban és a felett elhelyezkedő durvatörmelékes miocén összletben (Tormássy és Paulik, 1987). A Barcs kutatási területen 1999-től a Magyar Horizont Energia Kft. végzett kutatási tevékenységet. A tevékenység során 3D szeizmikus mérések történetek (260 km 2 ) és 7 db kutatófúrás lett lemélyítve, melyből 4 db sikeresnek minősült. A fúrások összesen öt 20

tárolót fedeztek fel, ebből három idős pannóniai (alsó-pannónaiai) korú rétegcsoportokhoz, egy bádeni karbonátos platformhoz és egy paleozoos korú összlethez kötött. A kutatási területen azonosított mezők Istvándi és Darány néven azonosíthatóak (9. és 10. ábra) (Márton et al., 2011). A MOL Nyrt. 2011-es zárójelentés a 212. számú Péterhida területen végzett szénhidrogénkutatási tevékenységről dokumentuma számol be a Babócsa I., II., III., Komlósd, Somogytarnóca I. és Barcs I. számú bányatelkek kutatási tevékenységéről. A kutatási tevékenység során csak egy kút került lemélyítésre Péterhida-1 jelzéssel, 2000-2001 között. Az előzőekben felsorolt telepektől eltérő felhalmozódást nem azonosítottak (Horváth, 2011). A területen jelenleg nem folyik aktív kutatás, a Magyar Bányászati és Földtani Hivatal felosztása szerint két új koncessziós területet terveznek itt: Dráva (9. ábra) és Mecsek-Nyugat (Sellye és Lakócsa). Ezen területekről készült komplex érzékenységi és terhelhetőségi vizsgálati jelentések összefoglalják a terület földtani, vízföldtani, tektonikai jellemzőit és megkutatottságának mértékét (Dráva Horváth és Gyuricza, 2012; Mecsek-Nyugat Kovács és Gyuricza, 2014). 21

3. Felhasználta adatok és módszerek Diplomamunkám írása során a Magyar Horizont Energia Kft. és a MOL Magyar Olaj és Gázipari Nyrt. biztosított számomra egy 262 km 2 3D szeizmikus adattömböt, 4 db 2D szeizmikus szelvényt, számos fúrás koordinátáit, rétegsorát és néhány esetben karotázsgörbéit is (11. ábra). A 3D adattömböt a Magyar Horizont Energia Kft. mérte 2008-ban. A szeizmikus mérést a GES Geofizikai Szolgáltató Kft. végezte 13 000 geofon ponttal és 13 000 vibrátor ponttal (Márton et al., 2011). 11. ábra A felhasznált szeizmikus adatok és fúrások, a kék sokszög jelzi a 3D szeizmikus adattömb helyét, a fekete vonalak pedig a 2D szeizmikus vonalakat Azon fúrások rétegsorát, melyeknek csak a koordinátája volt elérhető számomra, a Magyar Bányászati és Földtani Hivatal Adattárában kerestem ki. Szintén az adattárban sikerült hozzájutnom számos a területtel átfedő vagy annak környezetében elhelyezkedő kutatási terület zárójelentéséhez is (Görgeteg-Babócsa, OKGT Tormássy et al., 1975; Barcs Nyugat, OKGT Tormássy és Paulik, 1987; Komlósd, MOL Nyrt. Horváth et al., 2000; Péterhida, MOL Nyrt. Horváth, 2011; Barcs, Magyar Horizont Energia Kft. Márton et al., 2011). 22

A 3D szeizmikus adattömbre többféle attribútum-tömböt készítettem a Petrel nevű szeizmikus értelmező programmal. Az attribútum Sheriff (1991) szerint szeizmikus adatokból származó mérés, melyet arra használhatunk, hogy kiemeljünk egy adott tulajdonságot. A kiemelés többnyire vizuális vagy számszerű megjelenítést eredményez. Egy jó szeizmikus attribútum vagy közvetlenül érzékeny egy adott geológiai paraméterre, rezervoár tulajdonságra, vagy segít megállapítani a szerkezeti, lerakódási környezetet, amivel elősegíti a kőzet egyes tulajdonságainak meghatározását. Az első attribútumokat az 1970-es években használták, a módszer mára már elterjedt módja lett a tárolókőzetek litológiai és petrofizikai tulajdonságainak előrejelzésében. Az attribútum-tömbök elkészítése során a tulajdonságok kiemelésével geológiai és sztratigráfiai vonásokat jelenítünk meg, melyek hasznosak lehetnek az értelmezés során. Ezek az adattömbök többnyire csak megerősítésként szolgálnak az eredeti amplitúdó tömb értelmezése mellett, illetve számszerűsítik a már észlelt paramétereket (Chopra és Marfurt, 2007). A munkám során elkészült a StructuralSmooth, annak felhasználásával a Chaos, és annak felhasználásával pedig az Anttrack nevű attribútum-tömb. Az első lépés eredménye a StructuralSmooth tömb, mely a reflexiók folytonosságát növeli és futtatása után a horizontális elemek jobban láthatóak lesznek a szeizmikus képen. Ilyen horizontális elem lehet a fluidumok érintkezésének felszíne. A második lépés eredménye a Chaos tömb, mely a rendezettség hiányát méri a dőlés és irányszög mentén. Az adattömb kiemeli a vetőket és diszkontinuitásokat. A folyamat végeredményeként kapjuk meg az Anttrack attribútumot, mely nagymértékben segíti a szerkezeti értelmezést, hiszen nagy felbontásban és élességgel ábrázolja a vetőzónákat (12. ábra). A módszer azon alapul, hogy a már elkészült Chaos tömbön, ami kiemeli a diszkontinuitásokat, az elektronikus hangyák követik azok erősségét és orientációját. Az említett attribútumokon kívül készítettem még egy Variance adattömböt, amely a szeizmikus jelek helyi változékonyságát érzékeli, és így a horizontokban keletkezett amplitúdó diszkontinuitások megjelenítésére alkalmas, a Chaoshoz hasonlóan. Főleg sztratigráfiai értelmezéshez használják, mert az üledékképződési környezeteket lehet szépen kimutatni vele, mint a zátonyokat, csatornákat és kiékelődéseket (Chopra és Marfurt, 2007; Schlumberger Petrel 2011). 23

12. ábra A szeizmikus adattömb anttrack attribútum elkészítésnek menete és a köztes lépésekkel kapott attribútumok megjelenése, A eredeti, B StructuralSmooth, C Chaos, D Anttrack 24

A 3D és 2D szeizmikus adatok földtani értelmezéséhez az IHS Kingdom 8.8 szoftvert használtam. A szelvényeken elsődlegesen az aljzatot és a vetőket értelmeztem, valamint a fő unkonformitási felszíneket. Ezután a munka menetével együtt haladva a további szükséges horizontokat is kitérképeztem. Az aljzati vetők esetében, melyek nagymértékű elvetéssel jellemezhetőek, vetőpoligonokat alkalmaztam. A rétegtani szintek azonosításában segítségemre voltak a kútkönyvek adatai és a karotázsgörbék. Ezen adatok alapján formáció tetőket vittem be a programba, mely a kutak mentén adja meg, hogy milyen mélységben található az adott formáció. 13. ábra A dolgozatban megjelenő szelvények nyomvonala és az azokat megjelenítő ábrák száma A dolgozatban megjelenő szelvények a szerkezeti elemekre merőlegesek. Mivel az aljzatban megjelenő szerkezeti elemek csapása általában ÉNy-DK-i, így ezek esetében többnyire DNy-ÉK csapású szelvényeket használtam a bemutatás során. A fiatalabb üledékekben található szerkezeti elemek lefutása általában É-D-i vagy ÉÉNy- DDK-i, így ezekben az esetekben többnyire Ny-K, illetve KÉK-NyDNy csapású szelvényeket használtam (13. ábra). A munka során készült egy az egész területet bemutató szelvény is melynek nyomvonala szintén a 13. ábrán látható (rózsaszínnel 25

jelölt 15 és 45 címmel). Ebben az esetben a szelvény csapása többször változik, hogy minden szerkezeti elemet megfelelően be lehessen mutatni. Ez a szelvény nem csak a 3D adattömbön halad át, de a B jelzésű 2D szelvényt is magába foglalja (13. ábra). A szelvényeken kívül többször használtam a szerkezeti elemek működésének korbeli lehatárolására a szelvények értelmezett horizontokra való kiegyenesítését. Dolgozatomban többször mutatok be időszeleteket (timeslice), melyek a 3D szeizmikus tömb sík horizontális elmetszései. Ilyen szelvényeket mind a normál amplitúdó, mind pedig a már említett attribútum-tömbökre készítettem. Előfordul olyan időszelet is, melyet a szeizmikus adattömb egy horizontra való kiegyenesítése után hoztam létre. Ez azért hasznos, hogy az időszelet ténylegesen az egy időben lerakódott rétegeket mutassa az egyes területeken az aljzati topográfia hatásától mentesen. 26

4. Szeizmikus értelmezés 4.1. Aljzati megfigyelések 14. ábra A terület prekainozoos aljzattérképe és az értelmezett földtani szelvény nyomvonala (Haas et al., 2010 alapján), a térkép jelmagyarázata az 3. ábrán a 2.1.1. fejezetben található A szeizmikus szelvények kiértékelését az aljzat értelmezésével kezdtem. Ide tartozik a vetők lefutásának követése és kinematikájának meghatározása, valamint a medence kristályos aljzatának felszíni kitérképezése. Ezen kívül a szakirodalom és a szeizmikus fácies alapján megpróbáltam elkülöníteni a különböző prekainozoos egységeket. Munkám során Haas et al. (2010) Magyarország prekainozoos földtani térképét vettem alapul, amelynek alapján a területen főleg variszkuszi metamorfitok és felsőkarbon molasz összlet fordul elő (14. ábra). Ennek a két képződménynek a határa nagyon jól követhető a szeizmikus adattömbön, hiszen a késő-karbon molasz összlet könnyen azonosítható a jó rétegzettsége miatt (15. ábra) (Márton et al., 2011). Az aljzati reflexiók a kristályos kőzetek esetében nehezen követhetőek, hiszen azok homogén mivolta miatt az akusztikus impedancia kontraszt kicsi. A terület déli részén Haas et al. (2010) mezozoos metamorf képződményeket és karbonátokat azonosított. Ezen képződmények elkülönítése már nem olyan egyszerű, mint a molasz esetében. Reflexiós képük a variszkuszi metamorfitokhoz hasonlóan szinte reflexiómentes. Az egységeket csak a határoló vetők követése alapján lehet elkülöníteni (15. ábra). 27

15. ábra Egy a területen áthaladó szelvény és szeizmikus értelmezésének eredménye a megjelenő képződményekkel és szerkezeti elemekkel, a szelvény nyomvonal az 14. ábrán található 28

Az alzati tetőzóna mind a kristályos és a karbonátos, mind pedig a molasz esetében jól követhető amplitúdó anomáliát produkál (15. ábra). A 16. ábrán az aljzat mélység térképét láthatjuk. Jól szembetűnik, hogy egymás mellett nagyon különböző mélységben helyezkedik el a horizont. A Görgeteg-Babócsa feltolódás ÉNy-DK csapása jól reprezentált a térképen a sűrű kontúrvonalak által. A terület északi részén a molasz összlethez kapcsolódó feltolódások hasonló csapásiránya is kivehető, azonban ezek már enyhébb kontúrsűrűséggel jellemezhetőek, mivel a kapcsolódó aljazati térszín jóval kiegyenlítettebb (16. ábra A). 16. ábra A kitérképezett aljzat tetőnek a kontúros mélységtérképe (A) és a megjelenő aljzati magaslatok elhelyezkedése (B) 29

Az aljzat mélységtérképének nyugati részén jelenik meg a Görgeteg-Babócsa aljzati rög keleti elvégződése és ettől délkeletre egy újabb, habár az előzőnél kisebb mértékű hát figyelhető meg. Ezen a laposabb kiemelkedésen találhatók a Görgeteg- Babócsa-Kelet jelzésű fúrások és szénhidrogén telepek. Délkelet felé tovább haladva találhatjuk a Darányi-hátat. Ezen vonulattól északra egy süllyedék található, mely északnyugaton a legmélyebb helyzetű. A terület északkeleti része felé a süllyedéktől távolodva fokozatos sekélyedése figyelhető meg az aljzatnak, ez a Kálmáncsai-magaslat (16. ábra B). Ezen a területen találhatók az Istvándi szénhidrogén telepek. Az aljzat délnyugat felé fokozatosan mélyül a Dráva-medence horvát oldalon található legmélyebb része felé. A területen követhető tektonikai határok csapása ÉNy-DK-i és rátolódásos kinematikával jellemezhetőek (15. ábra). Ezek a határok a triász képződményeket is érintik. A tektonikus kontaktusok esetében sokszor megfigyelhető a területen, hogy a szeizmikus mérések a vetők felületét is leképezték ezek az úgynevezett vetőreflexiók. Az ilyen jelenségek nagyban megkönnyíthetik a szeizmikus értelmezést. Mint már említettem a felső-karbon molasz összletet könnyű elkülöníteni a szeizmikus fáciese alapján. A reflexiók többnyire erősek és folytonosak, habár az aljzat tetejéhez közelítve a folytonosság és az erősség is gyengébben mutatkozik. Az összlet jól rétegzett és ezek a rétegek a feltolódásokra merőleges szelvényeken szinform geometriát mutatnak (15. ábra). Éppen a jól elkülöníthető szeizmikus fáciese miatt viszonylag könnyű kitérképezni az összletet határoló tektonikus vonalakat is. A molasz a terület nagyjából felén követhető, és mind a dél-délnyugati, mind az északkeleti oldalról feltolódásokkal határolt. A 17. ábrán jól látható hogy a variszkuszi metamorf kőzetekkel jelenlegi irányok szerint D-DK-i vergenciájú feltolódás mentén érintkezik. Ezzel ellentétes irányban szintén a variszkuszi képződményekkel érintkezik tektonikai kontaktus mentén. Magán a molasz összleten belül is megfigyelhető egy tektonikai határ, mely szintén rátolódásos kinematikával jellemezhető, és két részre választja a felső-karbon képződményt (17. ábra). A tektonikai kontaktus a terület nagy részén vetőreflexióként jelenik meg, így többnyire jól követhető. 30

17. ábra A késő-karbon molasz rátolódása a variszkuszi metamorfitokra DK-i vergenciával; a kék vonal az aljzat tetejét jelzi, a szelvény nyomvonala a 13. ábrán található A déli részen található variszkuszi dolomitot és mezozoos korú egységeket sokkal nehezebb elkülöníteni egymástól és a variszkuszi metamorfitoktól. A határokat itt is feltolódások képviselik (15. ábra), melyek lefutása azonban egyes területeken nehezen követhető. Sokszor az sem egyértelmű, hogy a tektonikus kontaktus melyik irányba dől, néhol viszont szerencsésen vetőreflexiók formájában követhetjük az egységek határait. Az előbb felsorolt okok miatt ezeket a tektonikai kontaktusokat nem sikerült kitérképeznem a területen. A mezozoos képződmények szeizmikus megjelenése kis 31

erősségű, és nem folytonos reflexiókkal jellemezhető. A metamorf és karbonátos képződmények közötti térrészben megfigyelhető a reflexiók felboltozódása. Ez a geometriai jelenség nem követhető végig, csak azon részeken figyelhető meg, ahol a különböző megjelenésű mezozoos egységeket elhatároló vető is jól kirajzolódik. Haas et al. (2010) térképén látható egy permi riolit előfordulás a terület északi határán, 17-es számmal jelzett (14. ábra). A B jelzésű 2D vonal áthalad az említett vulkanit testen, de a szeizmikus reflexiók megjelenésében nem látható változás a környezetéhez képest (15. ábra). A permi riolitot a szeizmika alapján nem sikerült azonosítani a területen. 4.2. Medencekitöltő üledékekben megfigyelt jelenségek 18. ábra A középső-miocén tetejét jelző unkonformitás mélységtérképe A medencét feltöltő üledékek vizsgálata alapvető része a dolgozatomnak. A célom megvalósításához elengedhetetlen ezen képződmények szerkezeti és részben sztratigráfiai megfigyeléseinek összefoglalása. Amint azt a 2.2.1. fejezetben leírtam, a szénhidrogén rendszer elemei szinte egytől egyig a medence kitöltő üledékekben találhatóak. Munkám során kitérképeztem a fontosabb horizontokat és a deformációs jelenségeket. A medencekitöltő üledékek vastagsága a szeizmikus és karotázs adatok alapján körülbelül 3-4 km. 32

A medence kitöltése kárpáti és bádeni korú üledékekkel kezdődik, ezek többnyire állandó vastagságot mutatnak a terület nagy hányadán, de az északi részen kiékelődnek. A bádenire néhol szarmata üledékek rakódtak, melyek szeizmikus elkülönítése kis vastagságuk miatt nem lehetséges. A szarmata jelenléte csak egy-két kútból bizonyított mikropaleontológiai adatok alapján (Kálmáncsa-1, -2 és Jánosmajor-2) (Velledits et al., 2013). Munkám során kitérképeztem a pannóniai üledékek alját reprezentáló unkonformitást, melynek mélységtérképe a 18. ábrán látható. Ezen kívül követtem egy jól azonosítható horizontot a lejtő alatt és a lejtő felett is. Ezeket a horizontokat később a deformáció korának meghatározására használta. A lejtőben szintén kitérképeztem egy erős reflexiót, ami pedig a selfprogradáció irányának azonosításában segített. A területen nagyon jól követhető a pliocén unkonformitás is melynek kontúros mélység térképe az 19. ábrán látható. Ez a felület 5,3 millió éves (Saftic et al., 2013). A térképen megfigyelhető, hogy a felület az északkeleti régióban már nem térképezhető ki, hiszen kifut a felszínre. 19. ábra A pliocén-kvarter határt jelző unkonformitás mélységtérképe Az 15. ábrán látható földtani szelvényen különböző színekkel vannak jelölve az eltérő üledékképződési környezeteket reprezentáló formációk. A formációk tetejének meghatározásában a szeizmikus képükön kívül segítségemre voltak a kútkönyvek és karotázsgörbék. A területen a felső-miocén üledékeket sziliciklasztos képződmények 33

reprezentálják, melyek egy tipikus feltöltődött medence rétegsorát képviselik. A rétegsor a következő, melyet már ismertettem a 2.1.2-es fejezetben: mélyvízi selflejtő deltasíkság alluviális síkság üledékei. 20. ábra A selflejtő klinoform alakja; az értelmezett szelvényen a kék vonal az aljzat teteje, a rózsaszín vonal egy selflejtő refelxió, a fekete vonalak a vetőket reprezentálják, a nyomvonal a 13. ábrán 34

A középső-miocén képződmények általában kis akusztikus impedancia kontraszttal jellemezhetőek. A reflexiók erőssége kicsi és nem folytonosak, habár néhány aljzat feletti mélyedésben megfigyelhető jól rétegzettségük. A felettük található felső-miocén márga szintén csak néhány helyen jól rétegzett. Reflexiói többnyire gyengék és kevéssé folytonosak. Ezzel ellentétben a Szolnoki Formáció jól reflektáló párhuzamos rétegekkel és a turbitidekre jellemző lebenyekkel jelenik meg. A rétegek általában folytonosak, de a megjelenő áthalmozott testek miatt többször figyelhető meg a reflexiók elvégződése (15. ábra). Az Algyői Formációt képviselő reflexiók klinoformokként jelennek meg, mely tipikus a selflejtő környezetre. A hajló rétegek miatt ez az egység jól elkülöníthető az alatta és felette található homokos képződményektől. A lejtő épülése is látható a klinoformok alakjából és rétegek dőléséből. A formációt reprezentáló reflexiók gyengék, de akadnak kierősödő reflexiócsomagok. Az erősebb rétegeket folytonossága nagy, míg a gyengébben reflektáló rétegeké kicsi (20. ábra). A lejtő felett található homokos képződmény szintén jól rétegzett erős, folytonos reflexiókkal írható le, melyek többnyire párhuzamosak. A feltöltődést jelző képződmények utolsó formációja már folyóvízi környezetet képvisel. A Zagyvai Formáció reflexiói kevésbé erőteljesek, de a párhuzamos rétegzettség itt is megfigyelhető. Az egységben folytonos és kevésbé folytonos reflexió csomagok váltakoznak, melyek erőssége is alterál. A pliocén unkonformitás felett található kvarter üledékek felfelé haladva a szeizmikus tömbben egyre kisebb erősségű reflexiókkal jellemezhetőek. Ez a szeizmikus felvétel sekély mélységben való kisebb felbontóképessége miatt lehet. A reflexiók folytonosságánál is ugyan ez a trend figyelhető meg, hogy a felszín felé haladva egyre kevésbé követhetőek az egyes reflexiók (15. ábra). A medence neogén és kvarter üledékeiben leginkább töréses deformációval lehet találkozni, melyek többnyire extenziósak. Ilyen normálvetőkből 80 db-ot sikerült korrelálnom a területen, és ezen kívül 11 db-ot azonosítottam a 2D vonalakon, melyeket nem tudtam korrelálni. A vetők nagy része lehatol az aljzatig, de tovább nem követhető. Néhány törés csak a selflejtőig térképezhető ki, és ott a pélites üledékekben lecsatolódnak. A vetők felfelé általában a selflejtőig vagy a pliocén-kvarter határig követhetőek. Sok esetben azonban előfordul, hogy akár a felszínig is felhatolnak a törések. Az ellentétes dőlésű normálvetők sokszor egymásba csatlakoznak, és virágszerkezeteket alkotnak (21. ábra). Ha közelebbről tekintjük meg a selflejtő 35