-
OPERATIVNI PROGRAM SLOVENIJA - MADARSKA 2007 - 2013
GEOLOKI
KONCEPTUALNI MODEL
v okviru projekta
Pregled rabe geotermalne energije, ocena podzemnih teles
termalne vode in priprava skupnega narta upravljanja vodonosnikov v
Mursko-
zalskem bazenu
T-JAM
-
Projektni partnerji pri izdelavi poroila:
Geoloki zavod Slovenije (GeoZS)
Magyar llami Fldtani Intzet (MFI)
Avtorji poroila: dr. Lszl Fodor (MFI) dr. Andrs Uhrin (MFI)
Klra Palots (MFI) Ildik Selmeczi (MFI)
Annamria Ndor (MFI) gnes Tth-Makk (MFI)
Pter Scharek (MFI) dr. Igor Rinar (GeoZS)
Mirka Trajanova (GeoZS)
Sodelavci pri izdelavi poroila: Helena Rifelj (GeoZS)
dr. Bogomir Jelen (GeoZS) mag. Andrej Lapanje (GeoZS)
Simon Mozeti (GeoZS) Judit Murti (MFI) Tams Budai (MFI) Tibor
Tullner (MFI)
Direktor GeoZS: Direktor MAFI: doc. dr. Marko Komac
Ljubljana, Budimpeta, 28.2.2011
-
Vsebina 1. Uvod 1 2. Projektno obmoje 2 3. Metode izdelave
geolokega modela 3
3.1. Merilo 3 3.2. Litostratigrafska korelacija tipov kamnin 3
3.3. Doloitev geolokih horizontov 4 3.4. Reinterpretacija podatkov
vrtin 5
3.4.1. Interprecija karotanih diagramov v Pannonijskih
formacijah 5 3.4.2. Litoloke lastnosti formacij 7
3.5. Seizmini refleksijski profili in njihova razlaga z uporabo
OpenDtect programske opreme 9
3.6. Regionalni geoloki prerezi 10 3.7. Povrinska geoloka karta
11
4. Geoloka zgadba obmoja 12 4.1. Glavne strukturne enote obmoja
12 4.2. Strukturni razvoj obmoja 12 4.3. Predkenozojska podlaga
21
4.3.1. Penninik 22 4.3.2. Graki Paleozoik in enota Ikervr 22
4.3.3. Enota Golica-Pohorje-Wlz ter pripadajoi miloniti 23
4.3.3.1. Zgornja Avstroalpinska enota: Kobanska in
talenskogorska formacija 23 4.3.3.2. Spodnja Avstroalpinska enota;
Pohorska formacija 24
4.3.4. Enota Transdanubijskega niza, Magmatsko-metamorfna cona
24 4.3.5. Enota Transdanubijskega niza 25 4.3.5.1. Ljutomerski
prehodni pas 26 4.3.6. Srednjetransdanubijska enota 27 4.3.7. Enota
Tisa 27
4.4. Eocen 27 4.5. Oligocen 28 4.6. Pre-Pannonjski Miocen 28
4.6.1. EggenburgijOttnangij 28 4.6.2. Karpatij spodnji Badenij
29 4.6.3. Badenij 30 4.6.4. Sarmatij 31
4.7. Pannonij 33 4.8. Kvartar 42 4.9 Opis regionalnih geolokih
prerezov 44
4.9.1. Geoloki prerez P1 44 4.9.2. Geoloki prerez P2 46 4.9.3.
Geoloki prerez P3 47 4.9.4. Geoloki prerez P4 48 4.9.5. Geoloki
prerez P5 49 4.9.6. Geoloki prerez P6 49 4.9.7. Geoloki prerez P7
50 4.9.8. Geoloki prerez P8 51 4.9.9. Geoloki prerez P9 52
5. Literatura 54
-
1. Uvod Konni cilj T-JAM projekta je izdelava skupne usklajene
strategije upravljanja s termalno
vodo na obmoju Mursko-zalskega bazena, s katero hoemo
vzpostaviti trajnostno izkorianje teles podzemne termalne vode in
geotermalne energije na obmoju, ki ga deli slovensko-madarska
meja.
Projekt namerava prispevati k reevanju problema trajnostne
izrabe ezmejnih naravnih virov. Glavni nosilec geotermalne energije
je termalna voda, ki tee vzdol regionalnih tokovnih poti, doloenih
z geolokimi strukturami neodvisnimi od politinih meja. Ti veliki
tokovni sistemi vkljuujejo obirna obmoja: napajalna obmoja se v
splonem nahajajo v hribih, ki obdajajo sedimentacijske bazene,
infiltrirana deevnica se segreva z globino in tee proti naravnim
ali umetnim mestom dreniranja vzdol geoloko-hidrogeolokih primernih
enot bazena (sl.1). Le skupna ezmejno usklajena strategija
upravljanja lahko vodi k trajnostni rabi teh virov. To e posebej
velja za telesa podzemne (termalne) vode, ki so razdeljena z mejno
rto, kjer se lahko zaradi izrabe vode v eni dravi pojavijo moni
negativni vplivi v sosednji dravi (znievanje tlaka, temperature in
pretoka), ki pa lahko vodijo do politino-ekonomskih napetosti. Te
elimo prepreiti z usklajenimi strategijami upravljanja. Kompleksna
ocena ezmejnih teles podzemne vode, v skladu z naravnimi mejami
napajanja je ena temeljnih idej Vodne direktive (2000/60/EC).
Sl. 1. Teoretina skica geotermalnih tokovnih sistemov v
Panonskem bazenu in njegovi okolici.
Za reevanje problemov, kot so npr. kje in koliko termalne vode
lahko rpamo, tako da je napajanje s toploto in vodo dovolj veliko
da vzdruje dinamino ravnovesje sistema temperaturo, tlak in pretok,
je nujno okarakterizirati, oceniti geoloke, hidrogeoloke,
geotermalne in hidrokemijske odnose, ki doloajo regionalne pogoje
podzemne vode znotraj skladnega sistema in vasih predvideti tudi
spremembe. Konceptualni modeli in kjer je
1
-
mono in praktino razvoj numerinih modelov so orodja za pripravo
analiz v uniformnem sistemu. To zahteva izdelavo tirih, deloma
zaporednih konceptualnih modelnih razliic:
Geoloki, strukturni (prostorski) model hidrogeoloki (tokovni in
transportni) model geotermalni model (model prenosa toplote)
hidrogeokemijski, fluidno-geokemijski model
Za modele, ki naj bi jih izdelali, je potrebno najprej: doloiti
raziskovano obmoje meje in primerno loljivost (prostorsko
opredelitev) geolokih, procesov (asovna opredelitev) doloiti
hidrostratigrafskih in geotermalnih enot, ki predstavljajo polje
delovanja
procesov, katere je potrebno doloiti doloiti kronologijo naravne
in intervencijske procese, ki jih je potrebno upotevati
v preuevani modelirani razliici. To delovno fazo lahko imenujemo
opredelitev konceptualnega modela obmoja, ki obsega
tudi kritien strokovno literaturni pregled dostopnih tudij.
Konceptualni geoloki model se namenoma osredotoa na prostorsko
razmejitev petrolokih in litolokih enot (tako imenovanih
hidrostratigrafskih enot), ki imajo podobne hidrogeoloke znailnosti
(prepustne, neprepustne), kot tudi na prostorsko razporeditev
tektonskih elementov (npr. pregradne cone), ki spremenijo tokovne
poti. Ti elementi so prikazani na reprezentativnih geolokih kartah
in prerezih. Po doloitvi monih koeficientov (mejni pogoji) se
izdelajo strokovne ocene o monih tokovnih poteh, spremembah
raztopljene snovi, prenosa toplote, toplotnega toka in obasno
interakcij vode s kamnino.
Med izdelavo konceptualnega modela je potrebno premisliti vse
mone alternative, upotevati razlina ekspertna mnenja, vasih
popolnoma nasprotne poglede, ki trijo med seboj. Poudariti je
potrebno da so, medtem ko je prvi geoloki model zgrajen na osnovi
analiz konkretnih podatkov (vrtin, seizminih profilov, itd.) in
daje vhodne podatke za hidrogeoloki, geotermini in hidrogeoloki
konceptualni model, ti lahko vekrat spremenjeni v odvisnosti od
analiz (rezultatov numerinega hidrogeolokega modela, kemijskih
analiz vode) med kasnejimi delovnimi fazami in so dokonani ele po
zakljuku analiz (konna interpretacija).
2. Projektno obmoje Podpora pridobljena v okviru operativnega
programa Slovenija Madarska 2007-2013
se nanaa na Pomursko in Podravsko statistino regijo v Sloveniji
ter elezno in Zalsko upanijo na Madarskem. Z upotevanjem
geoloko-hidrogeolokih vidikov je bilo projektno obmoje omejeno z
ravno rto pri Szombathelyu na severu, z administrativno mejo elezne
in Zalske upanije na vzhodu, madarsko-hrvako in slovensko-hrvako
mejo na jugu in rto Maribor - slovensko-avstrijska meja na zahodni
strani znotraj upravienega obmoja (Sl. 2).
2
-
Sl. 2. Obmoje projekta T-JAM
Na Madarskem sestavlja veji del obmoja hribovje Zala in na
severu od 200 do 300 m visoko razkosano hribovje Vas, ki se
nadaljuje proti Sloveniji na Goriko. Grievnato ozemlje je
razdeljeno v posamezne dele s tremi znailnimi polji/bazeni: na
Madarskem s Krkim poljem in v Sloveniji z Murskim ter
Dravsko-ptujskim poljem. Med Dravsko-ptujskim poljem in Murskim
poljem se razirjajo Slovenske Gorice.
3. Metode izdelave geolokega modela
3.1. Merilo Merilo geolokega modela je 1: 100 000. To merilo
doloa gostoto podatkov, ki jih je
smiselno oceniti, predvsem pa tevilo vrtin, ki jih je potrebno
uporabiti za izdelavo horizontov (glej spodaj).
3.2. Litostratigrafska korelacija tipov kamnin Pred prietkom
kakrne koli geoloke ocene je bilo nujno korelirati geoloke
formacije na
obeh straneh meje ter uskladiti slovensko in madarsko geoloko
terminologijo. Miocenske (s.l.) formacije smo uskladili na sestanku
na Madarskem geolokem intitutu v januarju 2010 (sl. 3).
3
-
Sl. 3. Usklajene miocenske (s.l.) formacije
3.3. Doloitev geolokih horizontov Horizonti, ki so potrebni za
hidrogeoloki model, so bili doloeni na zaetku projekta. To
so prvenstveno mejni horizonti, Pannonijska zaporedja zapolnitev
bazenov s sedimenti elnega dela delte in turbiditnih peenjakov, ki
so pomembni kot termalni vodonosniki, horizonti podlage,
predpanonijskega miocena, podlaga (pliocensko) kvartarnih
sedimentov ter povrinska geoloka karta, ki je nujna za oceno
infiltracije vode:
predkenozojska podlaga z litologijo karta krovnine
predpannonijskih miocenskih kamnin (Karpatij, Badenij,
Sarmatij)
z litologijo baza zaporedja Pannonijskih turbiditnih peenjakov
(baza Szolnok formacije /
Lendavske formacije ) krovnina zaporedja Pannonijskih
turbiditnih peenjakov (krovnina Szolnok
formacije / meja znotraj Lendavske formacije) baza Panonijskih
peskov elnega dela delte (podlaga jfalu formacije / podlaga
Murske formacije) krovnina Pannonijskih peskov elnega dela delte
(meja znotraj jfalu formacije /
meja znotraj Murske formacije) podlaga (pliocensko) kvartarnih
sedimentov z litologijo povrinska geoloka karta.
Sestavljene povrine so podane v grid formatu, porazdelitev
geolokih elementov (2D oblike) je podana v shp formatu.
4
-
3.4. Reinterpretacija podatkov vrtin Projektno obmoje pokriva
Mursko-Zalski bazen, ki je obmoje pridobivanja
ogljikovodikov in je intenzivno preiskovan, tako da je teoretino
na voljo veliko raziskovalnih vrtin za ogljikovodike. Madarski del
projektnega obmoje je bil razdeljen na mreo 4x4 km glede na merilo
1:100 000. Iz vsakega kvadrata so bile izbrane najgloblje vrtine.
Na ta nain je bilo izbranih 450 vrtin. Prav tako smo izbrali e
dodatnih 110 vrtin vzdol uporabljenih seizminih profilov.
Pomemben cij je bil reinterpretirati zaporedje termalnih vrtin
na obmoju, kar pomeni dodatnih 70 vrtin. Skupaj s hidrogeolokimi
vrtinami smo v ekspertni podatkovni bazi reinterpretirali 777 vrtin
(glej poroilo o podatkovni bazi).
Med reinterpretacijo smo uporabljali strukturo baze vrtin
Madarskega geolokega intituta (MFI). Poleg glavnih
identifikatorjev, smo na formacijskem nivoju ponovno interpretirali
pannonijske in stareje miocenske kamnine in jim pripisali globinske
intervale. Kamnine predkenozojske podlage niso bile
reinterpretirane, v podatkovno bazo pa so bili vkljuene z
originalni opisi iz podatkovne baze Madarskega geolokega intituta
(MFI). Kvartarni sedimenti, ki prekrivajo obmoje so bili le delno
reinterpretirani. Zaradi homogenosti podatkovne baze so najplitveje
plasti v vrtini usklajene s povrinsko geoloko karto MFI in GeoZS v
merilu 1:100 000. Nekateri sedimenti, katerim so prej pripisovali
kvartarno starost glede na njihovo karotano sliko, so se izkazali
kot sigurno zgornje pannonijski aluvialni sedimenti (glej poglavje
Litoloke lastnosti formacij).
Na slovenski strani smo izbrali 100 vrtin, ki smo jih obdelali
po enakem postopku, kot je opisan na madarski strani.
3.4.1. Interprecija karotanih diagramov v Pannonijskih
formacijah Identifikacija pannonijskih formacij je bila opravljena
na osnovi vzornih znailnosti
formacij (oziroma interpretacij njihovih sedimentacijskih
okolij). Na obravnavanem obmoju kot v vejem delu drave razen v
obrobnih conah v gorah pannonijsko zaporedje obsega sedimentacijska
okolja, ki segajo od globokega bazena do aluvialne ravnice.
Upotevaje litologijo, v veini globokih vrtin lahko raunamo le na
drobce izvrtanine, zato ima analiza karotanih diagramov pomembno
vlogo pri doloevanju sedimentacijskega okolja. Prevladujo del
morskih sedimentov, odloenih v globokih delih bazena, predstavlja
glinasti meljevec z razlino vsebnostjo karbonata, laporovca in
kalcitnega laporovca. V primeru nizke vsebnosti karbonatov krivulja
lastnega potencial (SP) in upornostne krivulje (SN, LN) kaejo
majhne odklone skupaj s krivuljo naravne radioaktivnosti (GR)
('linija gline'). V primeru kalcitnega laporovca je krivulja SP
zelo podobna predhodnemu tipu, medtem ko upornostne krivulje v
primerjavi s predhodnimi kaejo veje odklone spremenljive
porazdelitve. Ta dva tipa karotanih diagramov sta znailna za
zgornji del piljske/Endrd formacijo. Podnji del Lendavske/Szolnok
formacije obsega peena turbiditna telesa, ki izhajajo iz
prerazporeditve materiala iz obalnega dela v globoki del bazenov.
Na karotanih diagramih je ponavadi razviden znailen vzorec, ki je
okarakteriziran s sekvencami zmanjevanja in poveevanja zrnavosti
navzgor (krivulje v obliki zvona in lijaka kot so prikazana na
krivuljah lastnega potenciala in upornosti). To izvira iz
periodinosti sistematinega zmanjevanja debelin peenih plasti
navzgor in poveevanja debelin plasti peenjaka navzgor. V splonem se
to lahko razloi brez teav, saj so zurbiditna telesa tako na bazi
kot na vrhu obdana z drobnozrnatimi sedimentii (< 0,06 mm)
debeline nekaj deset metrov ali ve. Obmoje med notranjim bazenom in
nagnjeno elfno ravnino se imenuje poboje, sedimenti, ki so se
odlagali tam, so uvreni v zgornji del
5
-
Lendavske/Algy formacijo. Kamnine, ki pripadajo slednjim,
vsebujejo bolj drobnozrnate peske, tako da je glede na prejnje par
krivulj bolj nazobanega videza. Peeni vloki maksimalne debeline
nekaj metrov so pogosti; v veini primerov pripadajo distalnem
turbiditnem faciesu. Ti vloki peenih teles s poveevanjem zrnavosti
navzgor, debelin 1030 m, predstavljajo progradacijsko zaporedje in
lahko nakazujejo dejansko znianje vodne gladine, kar kae, da se je
mesto odlaganja zaasno premaknilo na nije predele poboja.
Algy/zgornji del Lendavske in Szolnok/spodnji del Lendavske
formacije se lahko vekrat izmenjujeta v zelo debelih litolokih
zaporedjih notranjega bazena. Njuna razmejitev na karti je odvisna
predvsem od merila ponazoritve, to pa je v zvezi z lokalnim ali
regionalnim znaajem vrednotenja/raziskave. Zaporedja nekaj deset
metrov (ali celo debelejih) plasti, ki se navadno pojavljajo v
pobonem sedimentacijskem okolju, in so iz menjav tenko plastovitega
peska in gline, kaejo znailen vzorec. V tem primeru je menjavanje
tako pogosto, da krivulja ne poteka v skladu z vzorcem linije
gline. Tako se kot rezultat tega lahko vidi sodu podobna slika, ki
je ne smemo zamenjati z vkljuki debelejih plasti peska. Manj
pogosto pa se neposredno nad spodnjim delom Lendavske oziroma
Szolnok formacije opazijo zaporedja navzgor vse debelejezrnatega
peska deltnega ela; te e pripadajo Murski oz. jfalu formaciji (v
tem primeru zgornji del Lendavske oz. Algy formacije ni razvit). e
nad spodnjim delom Lendavske/Szolnok formacije peene plasti
Murske/jfalu formacije niso debele ali drobnozrnate, meljaste,
potem se formaciji le teko loita, kar je torej mono le s popolnim
poznavanjem obmoja.
jfalu/Murska, Soml in Tihany formacije se na obravnavanem obmoju
le teko loujejo. V skladu z definicijo se jfalu/Murska formacija
pojavlja v neogenskih bazenih Transdanubijskega niza (in Velike
Madarske ravnice), in obsega zaporedje deltne ravnice sestavljeno
iz pogostega menjavanja peenjaka, melja in glinastega laporja.
Formacija Tihany in formacija Soml v skladu z definicijo se
pojavljata le v obrobnih delih bazenov v transdanubijskem obmoju;
eprav sta ravno tako nastali kot rezultat deltne sedimentacije. V
splonem je formacija Soml podobna spodnjemu delu jfalu/Murske
formacije v notranjem delu bazenov, medtem ko je formacija Tihany
podobna njenemu zgornjemu delu. Zaradi zgoraj omenjene
nezanesljivosti smo v tej tudiji uporabili nekoliko drugano
klasifikacijo formacij, ki bo obravnavana v poglavju o geoloki
zgradbi pannonija. Sedimenti ela delte (oz. sipine izlivnih ustij,
angl. mouth bar) so peeni in so sestavljeni iz manjih peenih ciklov
z znailnim poveevanjem zrnavosti in debelin plasti navzgor.
Sedimenti deltne ravnice so obiajno tankoplastnati in v okoljih, ki
so stalno pokriti z vodo, pogosto vsebujejo zoglenele ostanke
rastlin in lee lignita. Meja med elom delte in deltno ravnico je
potegnjena na prvem vloku peska s faciesom kanala renega dotoka z
zmanjevanjem zrnavosti navzgor, minimalne debeline 58 m. Kot
rezultat poasnega pogrezanja bazena in zapolnjevanja, ki je lo v
korak s pogrezanjem, doloenim s splonim tektonskim poloajem in
transportom sedimenta na obravnavanem obmoju, v mlajem delu
pannonijskega zaporedja prevladujejo sedimenti deltne ravnice.
Karotani diagrami sedimentov deltne ravnice so oznaeni s stalno
navzonostjo 520 m debelih manjih ciklov s poveevanjem zrnavosti
navzgor, ki jih lahko obravnavamo kot zaporedja zapolnjevanja
morskih zalivov med deltnimi pritoki. Karotane krivulje sedimentov
aluvialne poplavne ravnice nasprotno kaejo vzorce, ki se redno
vraajo k 'rti gline' in nakazujejo tankoplastnato pojavljanje
sedimentov. Drobnozrnati sedimenti aluvialne poplavne ravnice so
oznaeni z bolj spremenljivo debelino in slabo sortiranostjo
glinasto-meljasto-peene sestave. Z ozirom na geotermalni projekt
smo v tej tudiji razloevali sedimente deltne ravnice in ela delte,
ker se njihove hidrodinamske znailnosti jasno razlikujejo.
6
-
3.4.2. Litoloke lastnosti formacij Za hidrogeoloko modeliranje
je bil pomemben vidik naslednja delitev formacij
(obasno karakterizirana z debelino od nekaj sto metrov do tiso
metrov), ki temelji na njihovi litoloki spremenljivosti. Ob
upotevanju litoloke spremenljivosti so formacije loene v intervale
z najmanjo debelino 30 m. Ob upotevanju pannonijskih formacij, so
bile v teku litoloke delitve formacije uporabljene faciesne kode za
opredelitev sedimentacijskega okolja (slika 4), medtem ko so bile v
primeru predpannonijskih miocenskih formacij izdelane posebne
litoloke kode (slika 5). Debeline litolokih podenot znotraj
posamezne formacije so podane v metrih (od, do) v podatkovni bazi
vrtin (slika 6).
Koda Sedimentacijsko okolje Formacija (SLO) Formacija (HUN)
Litoloki opis
Plc
deltna ravnina aluvialna poplavna ravnina
Ptujsko-grajska, zgornji del Murske Fm
Zagyva & zgornji del jfalu Fms
menjavanje peenih teles z zmanjevanjem zrnavosti navzgor
(nekatera izmed njih so debeleji od 10 m), melja in gline
Plf
deltna ravnina aluvialna poplavna ravnina
Ptujsko-grajska, zgornji del Murske Fm
Zagyva & zgornji del jfalu Fms
menjavanje peenih teles z zmanjevanjem zrnavosti navzgor (nobeno
ne presega debeline 10 m), melja in gline
Frc elo delte spodnji del Murske Fm
spodnji del jfalu Fm
menjavanje peenih teles s poveevanjem zrnavosti navzgor
(nekatera izmed njih so debeleji od 10 m), melja in gline
Frf elo delte spodnji del Murske Fm
spodnji del jfalu Fm
menjavanje peenih teles s poveevanjem zrnavosti navzgor (nobeno
ne presega debeline 10 m), melja in gline
Sl poboje zgornji del Lendavske Fm Algy Fm
melj in glina z le neznailnimi vloki peska
Tuc turbiditi Spodnji del Lendavske Fm Szolnok Fm
menjavanje peenih teles (nekatera izmed njih so debeleji od 10
m), melja in gline
Tuf turbiditi Spodnji del Lendavske Fm Szolnok Fm
menjavanje peenih teles (nobeno ne presega debeline 10 m), melja
in gline
Dw globokovodno, brez turbiditov piljska Fm Endrd Fm
glinast lapor in lapor z le neznailnimi vloki peska
Sl. 4. Litoloke kode uporabljene za Pannonijske formacije.
Opozorimo naj, da nekateri pari kod predstavljajo isto
sedimentacijsko okolje (Plc/Plf, Frc/Frf, Tuc/Tuf: c="debelo",
f="drobno"), ter da je edina razlika med njimi ta, da debelina s c
oznaenih peenih teles dosee ali presee 10 m, medtem ko oznaka f
pomeni telesa tanja od 10 m. Torej se lahko ravni s temi kodami
medsebojno izmenjujejo. Metoda, ki smo jo uporabili za vrednotenje,
je naslednja: karotani diagrami so bili razdeljeni v 30 m debele
intervale, vsakemu intervalu je bila dodeljena ena od kod (s
preverjanjem, e je katerokoli peeno telo debeleje od 10 m v
globinskih intervalih 180-210 m, 210-240 m, itd.). Konno smo dobili
ravni z debelinami najmanj 30 m, ki se lahko uporabijo v modelu. Za
primer poglej interpretacijo vrtine Zm-3 na naslednji strani.
7
-
glina marmorirana, bentonitna, kaolinitna, premoka, rdea,
boksitna, meljasta, peena, s prodniki
Cl vCl, bCl, kCl, cCl, rCl, bxCl, siCl, sdCl, pCl
glinavec meljast Clst siClst mulj (glina in melj) glinast, peen,
prodnat, apnenev,
mulj M clM, sdM, pM, caM, lM
muljevec glinast, peen, prodnat, apnenev Mst clMst, sdMst, pMst,
caMst melj glinast, peen Si clSi, sdSi meljevec glinast, peen Sist
clSist, sdSist laminiran muljevec Sh pesek muljast, meljast,
prodnat, glinast, algni Sd mSd, siSd, pSd, clSd, algSd peenjak
muljast, meljast, prodnat, glinast,
algni, lapornat Sdst mSdst, siSdst, pSdst, clSdst,
algSdst, mrlSdst gramoz muljast, peen, apnenev Gr mGr, sdGr,
caGr konglomerat muljast, peen, apnenev Cong mCong, sdCong, caCong
brea dolomitna, apnenasta, kremenasta Br dolBr, lstBr, qBr lapor
apnenev, glinast, meljast, peen,
algni, tufitni Mrl caMrl, clMrl, siMrl, sdMrl,
algMrl, tMrl apnenec algni, detritini, prodnat, peen,
glinast, lapornat Lst algLst, detLst, pLst, sdLst,
clLst, mrlLst premog Coal tufitini? bentonit, XXX t tBen, tXXX
tuf bentonitini T bT aglomerat Agg kaolin, kaolinit K boksit Bx
andezit, bazalt, dacit A, Ba, D
magmatske Magm menjavanja npr. glina/pesek,
pesek/konglomerat/melj e.g. Cl/Sd, Sd/Cong/Si
Sl. 5. Litoloke kode uporabljene za predpannonijske miocenske
formacije
8
-
geology_id borehole_id from to geo_ndx lito from lito to lito
Zm-3 Zalaszentmihly 0,00 10,00 pd_Qp3-h 0,00 10,00 pd_Qp3-h 10,00
315,00 zPa2 10,00 30,00 n.d. 10,00 315,00 zPa2 30,00 120,00 Plc
10,00 315,00 zPa2 120,00 180,00 Plf 10,00 315,00 zPa2 180,00 210,00
Plc 10,00 315,00 zPa2 210,00 270,00 Plf 10,00 315,00 zPa2 270,00
315,00 Plc 315,00 870,00 so-tPa2 315,00 360,00 Plc 315,00 870,00
so-tPa2 360,00 420,00 Plf 315,00 870,00 so-tPa2 420,00 450,00 Plc
315,00 870,00 so-tPa2 450,00 540,00 Plf 315,00 870,00 so-tPa2
540,00 630,00 Plc 315,00 870,00 so-tPa2 630,00 660,00 Plf 315,00
870,00 so-tPa2 660,00 690,00 Plc 315,00 870,00 so-tPa2 690,00
840,00 Plf 315,00 870,00 so-tPa2 840,00 870,00 Plc 870,00 935,00
Pa1-2 870,00 900,00 Frc 935,00 1650,00 aPa1-2 900,00 935,00 Frf
935,00 1650,00 aPa1-2 935,00 1170,00 Sl 935,00 1650,00 aPa1-2
1170,00 1200,00 Tuf 935,00 1650,00 aPa1-2 1200,00 1230,00 Tuc
935,00 1650,00 aPa1-2 1230,00 1290,00 Tuf 935,00 1650,00 aPa1-2
1290,00 1320,00 Tuc 935,00 1650,00 aPa1-2 1320,00 1350,00 Tuf
935,00 1650,00 aPa1-2 1350,00 1410,00 Tuc 935,00 1650,00 aPa1-2
1410,00 1650,00 Sl 1650,00 1732,00 szPa1 1650,00 1680,00 Tuf
1650,00 1732,00 szPa1 1680,00 1732,00 Tuc 1732,00 1763,00 eMs2-Pa1
1732,00 1763,00 Dw 1763,00 1790,00 kMs 1763,00 1778,00 sdMrl
1763,00 1790,00 kMs 1778,00 1790,00 Cong 1790,00 1916,00 szMb-lMb
1790,00 1916,00 sdMrl/caMrl/Lst 1916,00 1936,00 szMb 1916,00
1936,00 sdMrl 1936,00 1947,00 lMb 1936,00 1947,00 algLst 1947,00
1994,00 szMb 1947,00 1994,00 sdMrl 1994,00 2966,00 szE2-3 1994,00
2966,00 A 2966,00 3001,50 pE2-3 2966,00 3001,50 T/clMrl/Mrl
Sl. 6. Primer litoloke razdelitve formacij v bazi vrtin
3.5. Seizmini refleksijski profili in njihova razlaga z uporabo
OpenDtect programske opreme
Na projektnem obmoju je bilo pridobljenih 47 seizminih 2D
refleksijskih seizminih profilov; njihova skupna dolina je okrog
1000 km. Slike profilov (prejetih v elektronski obliki) so bile
predoene s programsko opremo OpenDTect. Ta programska oprema omogoa
slediti ugotovljive prelome ali horizonte (robovi formacij) na
profilu, in shraniti njihovo lego oznaeno na profilu v obliki
tabele. Take tabele dajo informacijo o globini doloenega horizonta
ali preloma v izloenih (diskretnih) tokah profila, ki se pojavljajo
eno za drugo in so opredeljene v madarskem koordinatnem sistemu. Te
toke se lahko uporabljajo odslej na isti nain kot globinske
vrednosti iz vrtin v sestavljanju globinskih konturnih kart ali
9
-
prerezov. e je znano razmerje med t.i. dvojnim asom (pod pogojem
navpine dimenzije seizmine slike) in dejansko globino, potem so
lahko prikazane tudi vrtine (oziroma sledi vrtin), ki leijo blizu
prerezov, kakor tudi horizonti oznaeni na vrtinah (sledeh teh
vrtin): te vrtine lahko dodatno pomagajo pri oznabi mej formacij v
seizminem profilu.
Loljivost seizminih refleksijskih profilov odvisno od njihove
kakovosti je nekaj deset metrov tako navpino kot vodoravno; tako se
v njih ne morejo razloiti plasti, tanje od te vrednosti. Seveda pa
lahko iz seizmofaciesa (n.pr. refleksijski kontrast in
nepretrganost) nekaterih enot sklepamo na prisotnost ali odsotnost
podrobnosti, n.pr. prisotnost turbiditnih peenih teles ali
zapolnitve kanala (angl. channel-bed).
Navpina dimenzija predstavlja as; torej bi se morali poloaji
asovno opredeljenih horizontov in prelomov naknadno pretvoriti v
globinske podatke. Globinska pretvorba je zahtevneja, ker so
razlini deli seizminih profilov obravnavani z razlinimi razmerji
globina-as, odvisno pad geoloke zgradbe oz. debelin litolokih enot
v posameznem delu profila. Zaradi tega so iz vsakega obmoja izbrane
vrtine, ki so znailne po najvijih, najnijih in srednjih hitrostih
seizminih valov, iz katerih so bile izraunane natanne funkcije
pretvorbe globine v-as, in na obmojih med njimi so se ustvarili
globinski podatki iz razlino opredeljenega popreja podatkov,
pridobljenih iz treh zgoraj omenjenih funkcij. V prvi fazi so bili
ocenjeni uteni faktorji, ki so bili uporabljeni za povpreenje, in
to za lokacije priblino 100 vrtin, kar je temeljilo na globinah mej
med posameznimi litolokimi enotami ugotovljivih tako na seizminih
profilih kakor tudi na karotanih diagramih (n.pr. meja med Algy in
jfalu formacijo, ali pa podlaga s klastiti zapolnjenega bazena):
uteni faktorji so se spreminjali dokler nismo dobili najboljo
skladnost med v globino spremenjenimi dvojnimi asi in globinami
doloenimi iz karotanih diagramov. Iz zgoraj omenjenih podatkov
priblino 100 vrtinse je s krigiranjem pridobila mrea, ki pokriva
celotno obmoje, in daje pretvorbo globine v-as, ustrezno za celotno
obmoje.
Pomembno je omeniti, da se lahko za dejansko globino enot, ki se
nahajajo pod klastinimi bazenskimi sedimenti (preteno 'panonijske'
in podrejeno predpanonijske miocenske starosti), poda priblina
ocena zaradi njihove lateralne heterogenosti; z globino lahko
napaka v oceni naraste na nekaj sto metrov. Znotraj zaporedne
zapolnitve bazena so globine elementov, ki so interpretirani iz
seizminih profilov, lahko znailno ocenjene z natannostjo nekaj
deset metrov.
Nadaljnje so monosti uporabe seizmine metode zavoljo dejstva, da
izloeni horizonti predstavljajo vrstnike sedimente (t.i.
asovne-rte). To omogoa, da se lahko sledijo sedimenti, ki so
vrstniki s pomembnimi ravnmi (filtrirani odseki, litostratigrafska
meja, itd.), te pa so oznaene na danih vrtinah. Sedimente lahko
sledimo preko celotnega obmoja z namenom povezati vrtine ali
poiskati mesto, kjer doloen horizont izdanja.
Na slovenskem delu projektnega obmoja seizmini profili v
digitalnem format niso dostopni. Glavni geoloki horizonti potrebni
za izdelavo modela (poglavje 3.3.) so bili doloeni na 11 seizminih
profilih v papirnatem formatu; rezultati so bili uporabljeni pri
pripravi razlinih kart (Sl. 12-22).
3.6. Regionalni geoloki prerezi
Z namenom pridobiti natannejo geoloko predstavo obmoja smo
sestavili devet regionalnih geolokih prerezov. Trije v smeri
VSV-ZJZ se iz Slovenije nadaljujejo v na Madarsko (P1, P2, P3).
Skupaj est prerezov, bolj ali manj vzporednih med seboj, je
10
-
izdelanih v smeri SZ-JV. Dva izmed njih (P4, P5) se dotikata
eden drugega (Slika 7). Opis regionalnih geolokih prerezov je podan
v poglavju 4.9.
Na madarski strani obravnavanega obmoja so bili prerezi
sestavljeni na podlagi interpretacije sestavljenih seizminih
refleksijskih profilov. Kot je bilo e prej omenjeno, digitalni
seizmini profili za slovenski del projektnega obmoja niso bili na
razpolago, zato so bili prerezi na slovenski strani izdelani na
osnovi preuevanja irokega razpona razlinih podatkov kot sledi:
predhodno izdelani tirje geoloki prerezi JELEN et al. (2006);
eden v smeri NNE SSW (P2) in drugi trije v smeri NNW SSE (P7, P8,
P9).
interpretacija karotanih diagramov M. Jelen & H. Rifelj
(GeoZS) in A. Uhrin (MFI) interpretacija podatkov vrtin Nafta
Lendava (geofizikalni markerji in z njimi povezane
formacijske meje)
konstruirana karta podlage ela delte (interpretacija A. Uhrin)
Povrinska litostratigrafska in tektonso strukturna karta za T-JAM
projektno obmoje,
severovzhodna Slovenija (1:100 000) (JELEN & RIFELJ,
2011)
Strukturna karta predterciarne podlage (1:100 000) (JELEN, 2010)
Preliminarna verzija karte relief predterciarne podlage in
interpretiranih prelomov
(JELEN, 2010)
Kljub razlinim delovnim metodam so bili geoloki prerezi izdelani
na osnovi enotnih zasnov ter predstavljajo geoloko zgradbo obmoja
na skladen nain. Zaradi poenostavitve geolokih prerezov prelomi s
premikom manjim od nekaj sto metrov niso prikazani.
Sl. 7. Poteki geolokih prerezov
11
-
3.7. Povrinska geoloka karta Z gledia hidrogeolokega modeliranja
je potrebno izdelati enotno povrinsko geoloko
karto, ki bo zagotovila informacije o prepustnosti sedimentov in
kamnin. Za obe strani, slovensko in madarsko, so bile za
obravnavano obmoje na voljo povrinske geoloke karte v merilu 1:100
000, eprav niti njihove razmejitve niti njihova vsebina (posamezne
formacije) nista bili usklajeni. Poleg usklajevanja mej, je
zahtevala znaten trud tudi priprava zdruenega sistema kartiranih
atributov, kajti dravi uporabljata atribute z razlinimi pojmovanji.
Na Madarskem geoloke karte temelje na litostratigrafiji.
Prevladujoi dele kamnin, stareji od kvartarja, je razvren v
formacije (ali bolj natanno v lene in plasti). Kvartarni sedimenti
so razporejeni predvsem na temelju geneze (poleg starosti nadaljnja
delitev temelji na litologiji). Te formacije se lahko opredelijo z
geolokimi indeksi (indeksi Madarskega Geolokega Sistema Kart
(EOFT)) na karti.
Vsaka formacija na slovenskem delu je na izvirni geoloki karti
oznaena s tevilno kodo, pod katero sta v legendi navedeni
pripadajoi geoloka starost in litoloki opis. Kjer je bilo mogoe, so
bile enote formacij usklajene z madarskimi formacijami.V primerih,
ko med slovenskimi in madarskimi enotami ni nobene skladnosti, so
slovenskim enotam po madarskih direktivah za ustvarjanje indeksov
(Priloga VI) dodani geoloki indeksi. Geoloke formacije (sestavljene
glede na poenotena merila) so prikazane na geoloki karti merila
1:100.000 (Priloga VII). Z namenom izogiba iritve geolokega
indeksnega sistema na slovensko obmoje, je vsaka formacija doloena
s tevilko in kratkim litolokim opisom.
Geoloka karta ni bila kartografsko urejena in je dostopna na
projektni spletni strani (www.t-jam.eu).
4. Geoloka zgradba obmoja 4.1. Glavne strukturne enote
obmoja
Najgloblja pred-kenozojska strukturna enota obravnavanega obmoja
je Peninik, ki izdanja v SZ delu obravnavanega obmoja in gradi tu
tudi predkenozojsko podlago. V kredi so bili na to enoto narinjeni
razlini elementi avstroalpinskega krovnega sistema, toda njihov
kredni poloaj je bil znatno preurejen z miocensko ekstenzijo. Kot
rezultat tega je Peninik strukturno v stiku z vijimi elementi
avstroalpinskega krovnega sistema in z grakim paleozoikom na
zahodu. Na jugozahodnem robnem delu projektnega obmoja je manja na
novo definirana enota Ikervr mogoe prav tako narivna struktura
(HAAS et al. 2010). Starostno kamnine uvramo v mezozoik
(jura-kreda?), toda stratigrafske in tektonske povezave te enote e
niso primerno poznane.
Veino projektnega obmoja na Madarskem pripada obmoju
Transdanubijskega niza, katerih dananjo severozahodno mejo
predstavlja miocenski zmino-normalni prelomni sistem, medtem ko je
predpostavljen izvorna nedeformirana meja Transdanubijskega niza
glede na njeno sedanjo razlago robni kredni nariv (TARI 1994,
FODOR, KOROKNAI 2000, HAAS et al. 2010). V krovnini tega nariva se
pojavlja tektonska enota Transdanubijskega niza kot najviji
Avstroalpinski pokrov (TARI 1994, FODOR et al. 2003, TARI, HORVTH
2010). Enoto sestavljajo staro-paleozojske metamorfne kamnine nizke
stopnje metamorforze in nemetamorfozirana permsko-kredna zaporedja
sedimentov. Na jugozahodu se pod enoto Transdanubijskega niza v
podlagi Murskega bazen pojavljata dve razlini metamorfni formaciji.
Prvo predstavlja enota metamorfnik kamnin faciesa zelenih
skrilavcev (Kobanska F.), drugo pa sestavljajo elementi krovnega
sistema Golica-Pohorje-Wlz. Ta enota lei na Murskosobokem bloku
neposredno pod kenozojskimi kamninami, dalje na zahodu pa se pojavi
na povrju na Pohorju.
12
-
Juni rob Transdanubijskega niza je periadriatsko-balatonska
linija (sistem ali cona). To je kenozojska zmina cona sistem, kar
je dokazano s tevilnimi analizami (KZMR & KOVCS 1985, BALLA
1988, TARI 1994, FODOR et al. 1998). Znotraj te cone so vkljuene
oligocenske in permske intruzije ter kamnine razline stopnje
metamorfoze (JSVAI et al. 2005). Med zmino deformacijo se je del
le-teh odcepil od enote Transdanubijskega niza, drugi del pa od
neopredeljenih (globljih?) enot. Na zahodnem delu te cone, v
Sloveniji, je bila vpeljana prehodna enota imenovana Ljutomerski
(strukturni) pas. Sestoji iz spodnjetriasnih sedimentnih
kamnin.
Juni del projektnega obmoja obmoja (okoli Nagykanizsa-Letenye)
obsega manji segment Srednjetransdanubijske tektonske enote. Ta
segment je zgrajen iz ve pokrovov in lusk domnevno kredne ali
oligomiocenske starosti: enote Junih Karavank, June Zala in Kalnik;
izmed katerih se June Karavanke nadaljujeo v Slovenijo. Juno mejo
omenjene sestavljene enote predstavlja proti severovzhodu slemenei
Srednjemadarski lineament, ki poteka po junem robu obravnavanega
obmoja. Metamorfne kamnine enote Tisa juno od Srednjemadarskega
lineamenta so prisotne le na skrajnem junm robu obmoa. Glede na
seizmine profile, so prisotne v veji meri pod ostalimi enotami.
4.2. Strukturni razvoj obmoja
Obravnavano obmoje se je v osnovi razvilo pod uinkom sedmih
glavnih zaporednih tektonskih razvojnih dogodkov. To so: nastajanje
krednih tektonskih pokrovov (D1), zgornje kredni bazenski razvoj in
soasno tektonsko iztiskanje (D2), zgornje oligocenski - spodnje
miocenski zmino prelamljanje in narivanje (D3), pozno
spodnjemiocensko do srednjemiocensko razpiranje (D4),
zgornjesarmatijske zmine deformacije (D5), zgornjemiocensko
post-riftno pogrezanje (D6) in najpozneja pliocensko do kvartarna
tektonska inverzija (neotektonska faza) (D7).
Ena od najznailnejih faz je kompresijska deformacija (D1), ki je
vodila do krovne zgradbe predkenozojske podlage. Verjetno je
potekala v ve korakih med albijem in coniacijem (pred 112 do 85
milijoni let). Kompresija se je odraala v narivanju tektonske enote
Transdanubijskega niza na enoto Golica-Pohorje-Wlz. Graki paleozoik
in majhna tektonska enota Ikervr sta prav tako prisotni na
nekaterih mestih med obema vejima enotama, in se lahko bono
izklinjata.
Zaradi kompresije znotraj enote Transdanubijskegaa niza so
nastale tektonske luske in gube. Poloaj lusk, ki so jih kartirali
TARI (1994, 1995) in TARI, HORVTH (2010), je bil v tem projektu
potrjen in delno modificiran. Glavni dolomit je v Nagylengyelju in
Szilvgyju narinjen na jurske kamnine. V podlagi junega in
osrednjega dela Zalskega bazena blizu slovenske meje se usmerjenost
lusk in manjih pokrovov postopno spreminja od SV-JZ do SZ-JV.
Loilni prelomi na dnu lusk se lahko dobro sledijo na seizminih
profilih (Sl. 8). Te oslabljene cone so bile lahko reaktivirane med
naknadnim tektonskim razvojem, posebno med micenskim razpiranjem
(Sl. 8). Enega od najbolje sledljivih narivov (rob luske) lahko
doloimo okrog relativno dvignjenega horsta Ndasd: navzkrini
seizmini profili tu kaejo na poloni loilni prelom. Del miocenski
normalnih prelomov seka kredni nariv, medtem ko se ostali le
odcepljajo od narivne ploskve.
TARI (1994, 1995) je domneval, da so narivne ploskve med SZ in
JV delom Transdanubijskega niza zvezne, medtem ko tukaj mislimo, da
se to v Zalskem obmoju ne more dokazati, ker so po eni strani
robovi lusk prekriti z eocenskimi sedimenti Bak-Nova jarka, po
drugi strani pa so kredne luske premaknjene ob severnih vejah
prelomov Balatonske
13
-
cone. Tako nariva Litr in Veszprm v grievju Keszthely na
vzhodnem delu obmoja ne moremo slediti proti jugu, temve se konata
ob Balatonski coni.
Narive in luske spremljajo gube. Sinklinalama Devecser-Smeg in
Ts-Halimba, ki se veidel nahajata v Transdanubijskem viavju, vidni
pa sta v seizminih profilih pri krajih Nagytilaj in Zalalv (TARI
1994), lahko sledimo proti severnem delu obmoja. V jedrih sinklinal
so jurske in spodnjekredne kamnie. V okolici Smega so v juni
sinklinali plasti navpine in celo prevrnjene. Glede na podatke iz
vrtin in povrinskega kartiranja v grievju Keszthely (BUDAI et al.
1999) sklepamo, da je ozemlje tudi tam nagubano.
Sl. 8 Slika prikazuje dva sekajoa se seizmina profila. Na
profilih so prikazani kredni loilni nariv in miocenski normalni
prelomi, ob katerih so tektonski bloki asimetrino pogreznjeni.
Trasi profilov sta prikazani na Sl. 9.
14
-
Starost deformacij je dobro znana, saj so aptijske kamnine
povsod nagubane, medtem ko so santonijske plasti le malo nagnjene.
Ta osupljiva kotna diskordanca je bila najbolje dokazana v kraju
Smeg (HAAS et al. 1984). Kompresijska deformacija, ki jo oznaujejo
narivi, je naznaena z najmlajimi K/Ar datacijami, izmerjenimi na
vzorcih kamnin iz grakega paleozoika (116 mil. let, RKAI, BALOGH,
1989). Starost avstroalpinskih pokrovov, ki so narinjeni na
Peninik, ni znana. Glede na metamorfozirane kamnine Penninika v
Turskem oknu, pa je starost teh pokrovov morda paleogenska (KURZ et
al. 2000).
Najintenzivneja milonitizacija enote Golica-Pohorje-Wlz v
predterciarni podlagi na slovenskem delu obravnavanega obmoja je
naverjetneje potekala v obdobju deformacijske faze D1, v obdobju
krednega narivanja. Omenjeno milonitizacijo dokazujejo tektonske
krpe, ki jih je dosegla vrtina om-1/88. Nekatere prelomne ploskve
so se kasneje reaktivirale, najprej v asu strukturne ekshumacije
(D2), kasneje pa tudi v narivnih in strinih deformacijah D3 faze.
Filonitiziranih con ne povezujemo s specifino litologijo.
Filonitizirani namre niso le gnajsi in blestniki, pa pa tudi
amfiboliti. Na Pohorju in Kobanskem so ponekod filonitizirane tudi
kamnine faciesa zelenih skrilavcev (kloritno-amfibolitni skrilavci
in filiti). Omenjene metamorfne kamnine poznamo iz posameznih vrtin
(al-1/79) vendar le na podlagi analize drobcev iz izplake. Podatki
vrtin al-2/79, Nu-4, 6/68 in Fi-15-18/57-58 kaejo, da kamnine
faciesa zelenih skrilavcev zlahka zamenjamo z retrogradno
metamorfoziranimi amfiboliti, in seveda obratno.
Nastajanje zgornjekrednih sedimentacijskih bazenov, ki so zelo
pomembni za naftne raziskave v Zalskem bazenu, se je prielo v
santoniju. Tektonska interpretacija teh bazenov (D2 faza) e ni
dokonna. Moen je tako njihov kompresijski kot tudi ekstenzijski
nastanek (TARI 1994, HAAS 1999).
Tektonika pokrovnih enot pod Transdanubijskim nizom, ki se nanaa
na obdobje senonske sedimentacije, je veliko bolj jasna, sloni pa
na podatkih termokronoloke in strukturne analize izdanjajoih
kamnin. Po omenjenih podatkih je bila enota Golica-Pohorje-Wlz
zahodno od obravnavanega ozemlja strukturno razgaljena
(ekshumirana) vzdol polonih loilnih prelomov v zgornji kredi.
Deformacija se je priela v duktilnih strinih conah, ki so naznaene
z miloniti in se nadaljevala v lomnem reimu. Jelen in sodelavci
(2002) menijo, da sta tako strukturno razgaljena celotna Pohorje in
Kozjak, verjetno pa tudi ves murskosoboki blok. Na ta nain so
nastali tako imenovani ekstenzijski alohtoni, kot sta (strukturni)
enoti Graki paleozoik in Transdanubijski niz. Enega takih polonih
loilnih prelomov je dosegla vrtina Bajnsenye M-I (v neposredni
bliini madarsko-slovenske meje), kjer so zgornjekredno (65 Ma)
starost preloma doloili z metodo Ar/Ar (LELKES-FELVRI et al. 2002).
Videti je, da gre v tem primeru za najmlaji dogodek strukturnega
iztiskanja. Verjetno je, da je bilo ve vrtin na slovenskem delu
predstavljenega obmoja (Ljut-1, Pe-1, Dan-1, Pan-1, St-1,
Korovci-1) izvrtanih skozi tektonsko odrezano mezozojsko zaporedje
ekstenzijskih alohtonov. Zaradi erozije, ki je sledilo,
strukturnega ozadja ostanka paleogenskega bazena Bak-Nova ni mogoe
doloiti. Po analogiji s irim okoljem bi ga lahko primerjali s
kompresijsko-transpresijskimi bazene, ki so se razvili v ozadju
alpskega podrivanja (TARI et al. 1993).
Naslednja strukturna faza (D3) je bila zmina deformacija, ki je
trajala od srednjega oligocena do zgornjega dela spodnjega miocena.
Njen zaetek oznauje intruzija oligocenskega tonalita (31-32 Ma).
Intruzija je najbr potekala vzdol zminih prelomov. Desni zmik je
bil gotovo dejaven v Balatonski coni s spremenljivo jakostjo v
naslednjih 19 Ma (FODOR et al. 1998). V tem obdobju so paleozojske
kamnine razline stopnje metamorfoze znotraj magmatsko-metamorfne
cone lahko prile v neposredni stik s tektonskimi ostanki granitne
intruzije in permo-mezozojskimi kamninami iz enote
15
-
Transdanubijskega niza. V Zalski upaniji notranja struktura
magmatsko-metamorfne cone cone ni jasna, vendar ima glede na njen
del v Sloveniji, verjetno dvojni zmini znaaj (FODOR et al. 1998).
Soobstoj tako razlinih kamnin na razmeroma majhnem obmoju si lahko
predstavljamo le v obliki tektonskih le (Sl. 9).
Balatonska cona vsebuje tektonske (lee) severneje podcone,
Severnokaravanke podcone, kot dela Srednje-transdanubijske enote,
ki danes prav tako predstavlja irok zmini sistem tektonskih le (Sl.
9). Glede na palmasto strukturo lahko iz geolokih prerezov na
slovenskem delu obravnavanega ozemlja sklepamo, da ima celotna
Balatonska cona zmini znaaj.
16
-
Sl. 9. Poloaj in geometrija kenozojskih prelomov na madarskem
delu obravnavanega obmoja. Z barvami je oznaena starost: rjava:
oligocen sp. miocen (faza D3); rumena: karpatij sr. miocen (fazi D4
in D5); zelena: zg. miocen kvartar (faza D 7).
Sl. 10. Kenozojski prelomni vzorec in konturne linije krovnine
mezozoika.
Nekoliko bolj jasni so strukturni odnosi v conah Juna Zala in
Kalnik. Na tem delu predvidevamo reverzne prelome, ki vpadajo proti
severozahodu. Deloma so ti prelomi nastali e pred fazo sinriftne
sedimentacije (CSONTOS & NAGYMAROSY 1998). Kombinacija narivov
in desnega zmika vzdol Balatonskega lineamenta se nanaa na
transpresijski znaaj deformacije. Druge strukture znotraj enote
Transdanubijskega niza je teko povezati s to fazo. Izjema je lahko
prelom Nagytilaj z domnevnim levozminim znaajem.
Dananja struktura jarka Bak-Nova se je oblikovala ob koncu
zminih premikanj ali po njih, toda pred odloitvijo badenijskih
sedimentov. Jarek je pravzaprav sinklinala (KRSSY
17
-
1988, SKORDAY 2010), ki je na jugu omejena z narivom. Vekrat
ponovljeno zaporedje kamnin, ki je posledica narivanja, je bilo
dokazano z vrtino Zebecke Z-2. V vzhodnem delu sinklinale je
domnevno manji (antitetini) nariv z nasprotno (juno) vergenco.
Nariv se kona na zahodu ob transfernem zmiku. Glavni nariv je lahko
posledica SZ-JV slemeneih desnih zmikov, ki sekajo severni rob
Balatonske cone (JSVAI et al. 2005).
Obmoje je bilo pred 18,5 do 16 Ma najbr izpostavljeno protiurni
rotaciji za 40-50, kar je prav tako prizadelo paleogenske kamnine
Transdanubijskega niza (MRTON, FODOR 2003). To rotacijo lahko
interpretiramo kot del ene najvanejih faz, sinriftne faze
Panonskega bazena, ki je potekala pred 19-12 Ma med ottnangijem in
sarmatijem. Ta ekstenzijska faza (D4) je bila na nekaterih mestih
tudi transpresijska. V tem obdobju so nastale najznailneje
strukture predkenozojske podlage, ki jih predstavljajo poloni
loilni normalni in zmini prelomi. Med pomembnejimi normalnimi
prelomi so se tektonski bloki (grebeni) pogreznili in nagnili (Sl.
8).
Celotno obmoje sekata dva glavna polona loilna preloma.
Najpomembneji je loilni prelom Rohonc, ki se prine ob Peniniku
grievja Kszeg, in preno seka celotni avstroalpinski krovni sistem
ter se najverjetneje nadaljuje v globino pod Peninikom (Sl. 9)
(TARI et al. 1992, TARI 1996). Vzdol loilnega preloma Rohonc (TARI,
HORVTH 2010) se nahaja droba, ki je bila, glede na nao
interpretacijo, doseena v vrtini Szombathely-II. Loilni prelom se
nadaljuje proti Radgoni v JZ smeri, kjer lei med Grakim paleozoikom
in enoto Golica-Pohorje-Wlz v vijem tektonskem nivoju. Isti ali nek
drug samostojni loilni prelom se od tam obrne nazaj in dosee
slovensko-madarsko mejo pri kraju Bajnsenye. Za sedaj ga bomo
imenovali Bajnski loilni prelom. Kot je e bilo omenjeno, vrtina
Bajn M-I dokazuje, da je bila ta polona cona aktivna v zgornji
kredi. Miocensko aktivnost tega peloma dokazuje veliki tektonski
poljarek (rski jarek), ki je zapolnjen z miocenskimi sedimenti.
Poteku preloma od kralja Bajnsenye sledimo proti JZ nazaj v
Slovenijo (Sl. 9).
Na tem obmoju se nahaja veliko normalnih prelomov povezanih z
dvema glavnima upognjenima loilnima prelomoma, ki sta upognjena.
Obiajno omejujeta robove asimetrino nagnjenih blokov. Vzdol
normalnih prelomov nastopajo vlene gube, medtem ko so se med
antitetinimi prelomi razvile sinklinale.
Raziskovalno obmoje se razteza proti severu vse do bazena Kenyri
na Mali madarski ravnici. Jarek Jk lei jugovzhodno od loilnega
preloma Rohonc, jarek Vend pa se nahaja e juneje. Tektonski
poljarek rsg lei dalje proti jugu v krovninskem bloku loilnega
preloma Bajn. Najgloblji miocenski bazen, jarek Resznek pa je
razvit v krovninskem bloku naslednjega normalnega preloma (Sl. 9).
Predkenozojska podlaga dosee tu globino do 6 km. Severovzhodno od
poljarka rsg poteka upognjen greben Ndasd s kompeksno notranjo
zgradbo, ki je na SV omejen s tektonskim jarkom z normalnimi
prelomi razlinih usmerjenosti. Greben na seveu slemeni v smeri S-J,
na jugu pa se obrne proti vzhodu. Severozahod jugovzhod potekajoi
sistem jarka Vasvr-Nagygrb dalje proti severu (Sl.9) Strukturno je
del jarka Tapolca, vendar ju loi plitvi prag.
Slovenski del projektnega obmoja lahko prikaemo skozi
deformacijski fazi D3 in D4, kot sledi. Tektonska faza D3 na
slovenskem delu obravnavanega obmoja vodi k nastanku Murskosobokega
ekstenzijskega bloka (sensu JELEN & RIFELJ 2010). Omejen je s
severnim (Radgonsko-Vaki subbazen) in junim (Ptujsko-Ljutomerski
subbazen) zminim jarkom, ki tvorita Radgonsko-Vaki in
Ptujsko-Ljutomerski prelomni coni. Preno na oba jarka sta se
izoblikovali zahodna (Mariborski subbazen) in vzhodna (vzhodno
Murski-Orsegki subbazen) sigmoidno oblikovani poglobitvi
(subbazeni, poimenovani sensu JELEN 2010). Ekstenzijsko razpiranje
(D4) je bilo deloma soasno, delamo pa je sledilo spodnjemiocenski
zmini in
18
-
narivni deformacijski fazi D3, kar je povzroilo gravitacijsko
tonjenje Murskosobokega bloka.
Ekstenzijsko prelamljanje je bilo deloma soasno, deloma pa je
sledilo spodnjemiocenski zmini in narivni deformacijski fazi D3, ki
je povzroila gravitacijsko tonjenje Murskosobokega bloka proti
vzhodu.
Ve sin-razpiralnih (angl. syn-rift) jarkov s smerjo V-Z se
nahaja na junem delu obmoja. Obrobni normalni prelomi omejujejo
greben Haht s severne strani. V junem delu Zalskega bazena je prav
tako nekaj jarkov, ki so zapolnjeni z debelimi predpanonijskimi
miocenskimi sedimenti (KRSSY 1988). Obrobni prelomi teh jarkov so
se reaktivirali v neotektonski fazi D7 z inverznim znaajem.
Dva taka jarka potekata tudi preko madarsko-slovenske meje.
Ptuj-Ljutomer-Budafa tektonski poljarek je mnogo globji od
severneje potekajoega Radgonsko-Vakega tektonskega poljarka.
Geoloki prerezi od P7 do P9 kaejo, da je bil ta poljarek zapolnjen
s sedimenti karpatijske in spodnjebadenijske starosti Haloke
formaciji zelo velike debeline (1 do 2 km).
Normalni prelomi so povezani z levimi zmiki. Zmiki se zaenjajo
iz velikih normalnih prelomov in najbr nadomeajo diferencialno
podaljanje (raztezanje) vzdol teh prelomov. Najznailneji tak
element, ki lei pod reko Rba, veliko avtorjev tradicionalno imenuje
Rabska linija. Ker so definicija, lokacija in interpretacija Rabske
linije sporne, in ker je to glede na nao analizo neka druga
struktura, jo imenujemo zmina cona Viszk. Polarnost zmika se
spreminja vzdol njegove smeri. Z glavnim prelomom so na nekaterih
mestih povezani tudi zelo strmi inverzni prelomi. Sprememba v
polarnosti in strmi kot vpada so vidni pri kraju Viszk, kakor tudi
vzdol grebena Nemeskolta-Ikervr. Ta levi zmik je na jugu pridruen
loilnemu prelomu Bajn in se ne nadaljuje proti JZ.
Drugi znailni strukturni elementi na tem obmoju so desni zmiki
(faza D5). Te lahko proti zahodu sledimo v povrinskih izdankih, kot
na primer zmik Padrag. Zmiku Nagytilaj (TARI 1994) lahko sledimo le
pod povrino. Ti ZSZ-VJV usmerjeni zmiki so predstavljeni na
seizminih profilih kot strmi prelomi in na nekaterih mestih
izkazujejo oitno inverzni znaaj (kinematiko). eprav bi desni zmini
premiki lahko potekali med med sin-razporno (angl. syn-rift) fazo,
pa bi bili lahko dejavni predvsem v zgornjem sarmatiju pred 12-11
milijoni let (MSZROS 1983).
Gube, ki prevladujejo na junem delu obmoja, so nastale s
strukturno inverzijo junega dela mursko-zalskih bazenov. Domnevno
so proti zahodu povezane s Posavskimi gubami (DANK 1962) in gubami
v Halozah. Antiforme in sinforme imajo amplitudo 1-2 km in valovno
dolino 5-15 km. Pravzaprav te gube pripadajo slepim inverznim
prelomom, ki so se razvili v inverzne prelome z inverzijo
sin-razpornih (angl. syn-rift) normalnih prelomov (Sl. 11) (HORVTH,
RUMPLER 1984). Gubanje je prizadelo panonijske sedimente kot je
prikazano na osnovnih kartah formacij. Po oceni UHRIN-a (2009) se
je gubanje prielo e med 'panonijsko' sedimentacijo, saj je n.pr.
formacija Szolnok (primerljiva s spodnjim delom Lendavsek
formacije) manj peena in tanja na vrhu gub. Na temelju tega
opazovanja bi se strukturna inverzija (faza D7) lahko priela pred
7,5 milijoni let, eprav je na zaetku procesa regionalno
post-razporno (angl. post-rift) pogrezanje (faza D6) e kompenziralo
lokalno strukturno dviganje.
Na osnovi litolokih podatkov in pripadajoih interpretacij, je
bil Murskosoboki blok (ekstenzijski, sensu JELEN, 2010) naknadno
(najverjetneje tekom pontija do kvartarja, t.j. v teku tektonske
faze D7) levo zarotiran in nekoliko nagnjen proti severu. Zaradi
tega se je severni Radgonsko-Vaki tektonsko-erozijski jarek
nekoliko zaprl, najmoneje na zahodni
19
-
strani, kjer je nastal manji prag (poimenovali smo ga Velki prag
po vasi Velka). Podobna neotektonska rotacija je bila dokazana na
obmoju Haloz. Videti je, da je sledila glavni fazi gubanja (MRTON
et al. 2002).
Gubanje antiklinal Lovszi, Budafa in Belezna (faza D7) se je
nadaljevalo tudi v pliocenu in kvartarju, eprav je bila jakost
deformacij manja kot v zgornjem miocenu (Sl. 11). Kae se v rahlo
nagubani denudacijski povrini, ki jo lahko prikaemo kot ovojnico
reliefa. Dvigajoe antiforme so dejavno prizadele sistem povrinskih
tokov: odvrnile so potoke Vlicka in Kerka na sprednji strani
antiklinal, medtem ko so se na temenih razvili vetrni kanali (FODOR
et al. 2005).
Sl. 11. Zgornjemiocensko do kvartarno gubanje (faza D7), ki je
reaktiviralo miocenske normalne prelome in agubalo povrino
kvartarja (FODOR et al. 2005).
20
-
4.3.Predkenozojska podlaga Predkenozojska podlaga projektnega
obmoja ima zapleten vzorec, ki je bil, glede na
razpololjive podatke, lahko le delno interpretiran. Sestavljena
je iz ve tektonskih enot (Sl. 12, 13), podrobneje opisanih v tem
poglavju.
Sl. 12 Predkenozojska zgradba T-JAM projektnega obmoja
21
-
Sl. 13 Reliefna kata predterciane podlage T-JAM projektnega
obmoja
4.3.1. Penninik Peninik izdanja na SZ delu raziskovanega obmoja.
Litoloko tektonska enota Peninik
sestoji iz mezozojskih terigenih kamnin in metamorfnih kamnin
faciesa zelenega skrilavca, ki izvirajo iz bazinih vulkanskih
kamnin (kremenov filit, apnenev filit, meta-konglomerat in razlini
zeleni skrilavci). Te kamnne izdanjajo v grievju Kszeg. Prvotne
kamnine so jurske ali spodnjekredne starosti (CSSZR 1997),
metamorfoza naj bi potekala v spodnjem terciarju (Eocen-Oligocen),
medtem ko je dviganje, ki ga lahko poveemo z ohlajevanjem enote,
potekalo v miocenu (BALOGH et al. 1983, DUNKL & DEMNY
1997).
4.3.2. Graki Paleozoik in enota Ikervr Iz globokih vrtin na
obmoju od Szentgotthrda, preko lb pa vse do SSV obrobja
grebena Mihly, so juno in jugovzhodno od tektonske enote
Peninika znane nizkometamorfne kamnine (t.i. Metamorfno zaporedje
Rba, FLP, 1990), ki so v povezavi z Grakim paleozoikom. Dalje proti
jugu proti Sloveniji se verjetno pojavlja v podlagi vzdol ozkega
traku blizu meje z Avstrijo. Zaporedje, ki je razvidno iz globokih
vrtin na grebenu Mihly in njegovi soseini, je interpretiral FLP
(1990) kot rezultat spodnje-paleozojskega (silurij?-devonij)
sedimentacijskega cikla. Peenjak Nemeskolta je smatral za osnovno
kamnino ciklusa, katerim sledijo razlini filiti (Mihly filit) z
vulkanskimi vkljuki (Stony Metavulkanit), nato pa devonski
karbonati (Bk dolomit) zakljuijo zaporedje. Korelacijo skrilavca
pri Szentgotthrdu s filitom Mihly je nezanesljiva, zato se
obravnava loeno. Del teh kamnin lahko pritejemo k
spodnjepaleozojskim kamninam Transdanubijskega niza, s paleozojsko
K-Ar starostjo okoli 315 milijonov let (RKAI & BALOGH 1989). Na
drugi strani kaeta skrilavec Szentgotthrd in filit Mihlyi K-Ar
starost med 180 to 116 milijonov let (RKAI & BALOGH 1989). To
nakazuje uinek Alpske orogeneze v obravnavanih kamninah,
22
-
tako da se lahko K-Ar podatki interpretirajo kot starosti, ki so
delno pomlajene (RKAI & BALOGH 1989).
V nekaj vrtinah metasedimenti vsebujejo fosile (Lombardia?,
Tintinnida?, Echinodermata?), na osnovi katerih je predlagana
zgornjejurska do spodnjekredna starost odlaganja (JUHSZ & KHTI
1966). eprav paleontoloki podatki niso potrjeni, so HAAS in
sodelovci (2010) vseeno izddvojili majhno enoto zgrajeno iz
zgornjemezozojskih metasedimentov, enoto Ikervr. Strukturno je
verjetno umeena med enoti Grakega paleozoika in Transdanubijskega
niza.
4.3.3. Enota Golica-Pohorje-Wlz in pripadajoi miloniti
Jugozahodno od vrtine BajnsenyeM1 (BM1) je podlaga sestavljena iz
kamnin, v
katere je vtisnjena Eoalpinska (kredna) metamorfoza; litoloko jo
predstavljajo v glavnem gnajsi in blestniki, podrejeno pa
amfiboliti (redko eklogit) ter posamezni vloki marmorja in kvarcita
(LELKES-FELVRI et al. 2002). Te kamnine so primerjane z
metamorfnimi kamninami pokrova Golica-Pohorje-Wlz. So v tektonskem
stiku z mezozojskimi kamninami enote Transdanubijskega niza (FODOR
et al. 2003, HAAS et al. 2010).
Metamorfne kamnine se izpod nemetamorfoziranih kamnin pojavijo v
tektonskem oknu. Enota Golica-Pohorje-Wlz je bila mono deformirana
in spremenjena v milonite. Zanje je na Madarskem uvedeno zaasno ime
Bajn Fm. Ar-Ar starosti nakazujejo zgornjekredni nastanek belih
sljud, vendar pa je bilo, na osnovi primerjave z izdanki na
Pohorju, mono kasneje reaktiviranje v duktilnih ali lomnih pogojih
(kataklaziti). Deformacija teh kamnin je lahko trajala do konca
spodnjega miocena.
Kamnine Avstroalpinika delimo v Sloveniji v grobem v dve skupini
, ki vkljuujeta kamnine kristalizirane v almandin-amfibolitnem
faciesu (enota spodnjega Avstroalpinika) in kamnine faciesa zelenih
skrilavcev (enota zgornjega Avstroalpinika). V slovenskem delu
projektnega obmoja je bilo izvrtanih ve kot 200 vrtin, eprav veina
ni dosegla predkenozojske podlage. Vrtine, ki segajo do metamorfne
podlage so naslednje: Ba-1/57 do Ba-5/58; BS-2/76; Dan-1/78;
Dok-1/88; Fi-1/54 do Fi-9/56; Fi-11/57 to Fi-19/58; GB-1/87;
Kor-1g/08, Lipa-1/86; Ljut-1/88; Lo-1/58; Mb-1/90 do Mb-6/94;
Mot-1/76; MS-1/43 do MS-4/67; Mt-1/60 do Mt-3/61; Niko-1/08; Nu-4
in Nu-6/68; Pan-1/76; Pe-1/91; Rak-1/86; SG-1/54; St-1/82; al-2/79;
om-1/88; T-1/69; T-4/87; T-5/03; V42; V49, Ve-1/57 in Ve-2/57.
Veina njih je konana v enoti Golica-Pohorje-Wlz, ki predstavlja
visoko do srednje poli-metamorfozirane kamnine z monim Alpinskim
pretiskom. Slednji je nakazan z mineralno sestavo in starostjo
kamnin (FODOR et al. 2008, JANK et al. 2006), ki so mono
milonitizirane in imajo izrazito raztezno lineacijo.
4.3.3.1. Zgornja Avstroalpinska enota; Kobanska in
talenskogorska formacija
Kamnine faciesa zelenih skrilavcev nastopajo samo v Sloveniji.
Zeleni skrilavci (v ojem smislu) nastopajo podrejeno in obsegajo
kloritno-amfibolske skrilavce (z biotitom, epidotom in albitic
oligoklazom), ki so na karti podlage prikazani skupaj s
sericitno-kremenovimi filiti kot Kobanska Formacija. Za filitni del
zaporedja so znailni metakeratofir in njegov tuf ter marmor s
primesmi tufa in klorita-sericita.
Filitoidne kamnine v okolici Sotine na Gorikem predstavljajo
sericitni filit s prehodi v karbonatni filit in kloritni skrilavec,
redka pa sta marmor in grafitni kvarcit (PLENIAR, 1970 a, b).
Litoloko so podobni zgornjemu delu talenskogorske formacije
(metatufiti), vendar jih zaradi kompilacije z mejnimi obmoji proti
Madarski in Avstriji, uvramo k varistini nizko
23
-
metamorfni spodnjepaleozojski formaciji enote Zgornjega
Avstroalpinika. talenskogorsko formacijo je dosegla le vrtina
om-1/88, ki se nahaja na severozahodnem delu karte podlage.
4.3.3.2. Spodnja Avstroalpinska enota; Pohorska formacija
Ta enota predstavlja v slovenskem delu projektnega obmoja
prevladujoo litologijo. Obsega metamorfne kamnine Pohorske
formacije sestavljene iz gnajsov s prehodi v blestnike, v kateri so
leasti vkljuki amfibolita, eklogita ter podrejeno marmorja in
kvarcita.
Pohorska formacija predstavlja neposredno nadaljevanje kamnin
Srednjega in Zgornjega Avstroalpinika proti vzhodu. Na projektnem
obmoju so v celoti prekrite z okrog 500 do ocenjenih 5000 m
debelimi neogenskimi in sedimentnimi kamninami in sedimenti.
Kamnine so regionalno poli-metamorfozirane in odraajo moan pretisk
Alpidske metamorfoze. Zato so bili sledovi starejih kamnin odkriti
le z izotopskim radiometrinim datiranjem cirkona (FODOR et al.
2008).
Milonitizacija spremenljive intenzitete zajema preteni del
metamorfnega zaporedja Pohorja in Kobanskega ter po analogiji in po
podatkih iz nekaterih vrtin, tudi predkenozojske metamorfne
podlage. V primeru moneje milonitizacije, e posebno v filonitnih
conah, nastopa teava ustrezne litoloke doloitve (predvsem, kadar je
doloana na drobcih navrtanine). Kamnine na stiku Pohorske in
talenskogorske formacije so deloma doloane kot filiti z narivno
mejo, deloma kot filiti s postopnim prehodom v gnajse in blestnike
ter deloma kot retrogradne kamnine, ki vkljuujejo ve vrst kamnin.
Pri geoloki interpretaciji podlage so bile omenjene kamnine zdruene
v eno skupino milonitov in filonitov, ker zaenkrat toneja
opredelitev ni mogoa.
4.3.4. Enota Transdanubijskega niza, magmatsko-metamorfna cona
Predvsem spodnjepaleozojske epimetamorfne kamnine sedimentnega,
siliklastinega
izvora (Balatonfkajr kremenov filit) lahko najdemo v coni
omejeni z Balatonf in Balatonskim lineamentom. Vendar pa je bilo ve
vrtin v Zalskem bazenu (npr. Prdeflde Pd1, Eperjehegyht E6,
Pusztamagyard Pu5, Gelse Gel1) izvrtano v anhimetamorfne meljevce
in peenjake (skrilavci nije stopne metamorfoze). Istoano so druge
vrtine (Balatonhdvg Hi1, Hi2, Svoly Sv7, Garabonc Gar1) prevrtale
kamnine mnogo vije metamorfne stopnje (granatni blestnik,
andaluzitno-biotiti-silimanitni skrilavec). Odnos med temi
kamninami in starost metamorfizma e niso pojasnjeni. Po FLPU (1990)
metamorfna stopnja kremenovega filita Balatonfkajr naraa proti JZ.
S tem razlaga pojave vije metamorfnih kamnin okoli krajev
Balatonhdvg, Svoly and Garabonc, ne daje pa nobene razlage za
pojavljanje nijemetamorfnih kamnin v nadaljevanju te cone v Zalskem
bazenu. Tovrstne metamorfne kamnine rahlo razline metamorfne
stopnje vzdol Balatonskega lineamenta je mono dobro strukturno
interpretirati kot nadaljevanje Periadriatskega zminega lineamenta
(KZMR in KOVCS 1985, BALLA 1988, TARI 1994, FODOR et al. 1998).
Kamnine razlinih stopenj metamorfozee znotraj te cone pa lahko
razloimo kot tektonske fragmente izvirajoe delno iz enote
Transdanubijskega niza, deloma pa iz ne natanno doloene
(Austroalpinske?) enote.
24
-
4.3.5. Enota Transdanubijskega niza Glavni del obravnavanega
obmoja pripada enoti Transdanubijskega niza, predterciarni
podlagi, ki je sestavljena iz sedimentnih kamnin. Predterciarne
kamnine so na povrini odkrite v Transdanubijskem nizu, jugozahodno
kjer sestavljajo podlago Zalskega bazena, pa so prekrite z ve sto
metrov debelimi terciarnimi sedimenti. Predterciarna podlaga
izdanja na obravnavanem ozemlju le v hribovju Keszthely in v
okolici kraja Smeg. Najstareji znan len zaporedja je anhimetamorfni
spodnjepaleozojski (ordovicijdevon) skrilavec nastal iz sedimentov
odprtega morja (formacija Lovas FLP 1990, BUDAI et al. 1999), ki je
prekrit z zgornjepermsko-spodnjekredno bolj ali manj zvezno
sedimentacijsko sekvenco nad znatno vrzeljo (hiatusom).
Zgornjepermska spodnjekredna sekvenca, ki se je odlagala v tej
stopnji alpskega cikla je bila deformirana v Avstrijski
kompresijski fazi v kredi, ki je povzroila gubanje in celo nekaj
sto metrov velike reverzne prelome na krilih nastajajoe sinklinale
(Litr in Veszprm lineamenta). Jurske in spodnjekredne kamnine so se
med dvigom, ki je sledil tej deformaciji, ohranile le vzdol osi
sinklinale, medtem, ko so bile na krilih sinklinale skoraj
popolnoma erodirane celo triasne kamnine. Zgornjekredni sedimenti
so bili odloeni na deformirano in erodirano povrino s kotno
diskordanco in precejnjo vrzeljo.
Znailna zgornjepermska kamnina Transdanubijskega niza je
kopenski terigeni peenjak (peenjak Balatonfelvidk), ki je skupaj s
spodnje- in srednjetriasnimi kamninami poznan iz JV in NZ kril
sinklinale. Vendar pa ne moremo izkljuiti prisotnosti
spodnjepermskega riolita (riolit Kkkt), ker ga je ve vrtin navrtalo
v podlagi bazena Tapolca, blizu obravnavanega ozemlja, npr. v
vrtinah Gyulakeszi Gy5, Kptalantti Kt3 in Badacsonyrs B12 (FLP
1990). Zgornjepermski peenjak, ki je bil navrtan z vrtino Diskl Di5
znotraj obravnavanega obmoja na severni strani Balatonskega
lineamenta, je vekrat ponovljen in naluskan skupaj s
spodnjetriasnimi kamninami (KRSSY 1988). Spodnjetriasno
plitvomorsko zaporedje je bilo dokazano tudi v vrtini Szigliget
Szi1 (BUDAI et al. 1999). Njegov niji del (induanijska stopnja)
vsebuje anhidritno-dolomitne plasti in peenjak (formacija Kveskl),
njegov zgornji del (olenekijska stopnja) pa rde meljevec in zrnat
dolomit (formacija Hidegkt) ter laporovec in apnenec (lapor
Csopak).
Spodnji del srednjega triasa (spodnji anizij) sestavljajo
plitvomorski karbionati: drobno laminiran zrnat dolomit (formacija
Aszf na dnu, nato nastopajo laminirani bituminozni apnenci
(formacija Iszkahegy) in na vrhu spet dolomit (formacija
Megyehegy). Isto spodnje do srednjetriasno zaporedje je poznano s
SZ krila sinklinale iz vrtine Alsszalmavr Asz1, ki je bila izvrtana
na Majhni madarski ravnici (HAAS et al. 1988). Srednji (srednji in
zgornji anizij) in zgornji (ladinijska stopnja) del srednjega
triasa predstavljajo v veini morski apnenci, laporji, tufiti in
siliciklastini sedimenti (formaciji Felsrs in Buchenstein) npr. v
vrtinah Ortahza7, 9, 34; Kehida3; BajcsaI, 14; in Pusztaapti1.
Najniji del zgornjega triasa (karnijska stopnja) zastopa
znotrajplatformski bazenski lapor in apnenast lapor (formacija
Veszprm) z vloki apnenca v zgornjem delu (formacija Sndorhegy).
Karnijski bazenski sedimenti so poznani na povrini tudi v hribovju
Keszthely, kjer se prstasto prepletajo s plitvomorskimi
platformnimi karbonati (apnenec Ederics in dolomit Sdvlgy) (BUDAI
et al. 1999). Karnijske sedimentne kamnine so bile prevrtane na
primer v vrtinah Hvz6, Diskl7, Ptrte1, Kehida Kd3 and Nagytilaj2,
kakor tudi v vrtinah okoli krajev Nagylengyel in Ortahza (KRSSY
1988). Zgornji del zgornjega triasa (norij-retij) je zastopan s
razirjenimi debelimi plitvomorskimi karbonati. Spodnjih priblino
1,5 km sestavlja dolomit (Hauptdolomit ali Glavni dolomit),
zgornjih nekaj sto metrov pa apnenec (Dachsteinski apnenec).
Norijski dolomit izdanja v hribovju Keszthely, medtem ko je apnenec
omejene na bliino kraja Smeg. Norijskoretijski znotrajplatformski
bazenski sedimenti so poznani tudi na vejem delu obravnavanega
obmoja, v spodnjem delu nastopa
25
-
bituminozni laminiran dolomit (dolomit Rezi), v zgornjem delu pa
nastopa lapor in glinast lapor (formacija Kssen). Na povrini so te
kamnine poznane prav tako iz hribovja Keszthely (BUDAI et al. 1999)
in v okolici kraja Smeg (HAAS et al. 1984).Odkrite so bile z veimi
vrtinami v podlagi Zalskega bazena, npr. okoli krajev Nagytilaj,
Zalaszentmihly, Szilvgy, Kehida, Nagylengyel, Misefa and Plske
(KRSSY 1988).
Jursko-spodnjekredne kamnine so poznane na obravnavanem obmoju
na povrini le pri kraju Smeg. Tu so spodnjejurske kamnine zastopane
s plitvovodnimi apnenci (apneneci Kardosrt, Pisznice in Hierlatz),
srednje- do zgornjejurske s pelaginimi bazenskimi apnenci z
calpionellami (ammonitico rosso) in radiolaritom (formacija Lkt)
(HAAS et al. 1984). Zgornjejursko-spodnjekrednem apnencu z roenci
biancone tipa (apnenec Mogyorsdomb) sledi pelagini spodnjekredni
lapor (lapor Smeg). Jursko-spodnjekredne kamnine razlinih faciesov
so ohranjeni v podlagi Zalskega bazena v majhnih erozijskih krpah,
npr. v vrtinah okoli krajev NagylengyelPlskeMisefaNagytilajSzilvgy
in Haht. Apnenec aptijsko-albijskega sedimentacijskega cikla je
ohranjen na povrini okoli kraja Smeg (apnenec Tata) in v vrtinah
okoli kraja Nagylengyel.
Sedimenti zgornjekrednega sedimentacijskega cikla so bili
odloeni diskordantno na predsannonijsko podlago, ki je bila
nagubana, dvignjena in erodirana med Avstrijsko tektonsko fazo.
(HAAS et al. 1984). Za kopensko erozijsko obdobje je bilo znailno
zakrasevanje povrine zgrajene predvsem iz triasnih karbonatnih
kamnin in boksitizacija (okoli Smega). Zgornjekredne kamnine so
zastopane s plitvovodnimi grebenskimi apnenci z rudisti (apnenec
Ugod) na predsenonskih obmojih, medtem ko v bazenih prevladujejo
zaporedja pelaginih laporjev (lapor Jk in lapor Polny). Senonski
sedimenti so razirjeni v podlagi Zalskega bazena in Majhne madarske
ravnice.
V slovenskem delu projektnega obmoja kamnine, podobne tistim v
Transdanubijskem nizu, nastopajo le v majhnih tektonskih ali
erozijskih ostankih. Zgornjetriasne in kredne karbonatne in
Gossauske klastine kamnine na severnem robu Murskosobokega bloka so
interpretirane kot tektonsko iztisnjene lee znotraj zminih struktur
Radgonsko-Vake prelomne cone.
4.3.5.1. Ljutomerski prehodni pas
Juni del slovenskega dela projektnega obmoja se mono razlikuje
od enote Golica-Pohorje-Wlz, tako z litolokega, kot tudi
strukturnega zornega kota. Na osnovi primerjave z enotami v
nadaljevanju na madarsko stran so znotraj V-Z potekajoe Ljutomerske
prelomne cone interpretirane zgornjepaleozojske do mezozojske in
spodnjetriasne, preteno klastine kamnine Transdanubijskega niza.
Njihovo pojavljanje ni nikjer neposredno dokazano z vrtinami, ker
nobena od njih ni dosegla predkenozojske podlage. Kamnine nastopajo
v pasu, ki ga tu imenujemo Ljutomerski prehodni pas. Predvidevamo,
da je ta pas s severne strani proti Murskosobokemu bloku, kot tudi
proti karbonatnim kamninam Junokaravanke cone z june strain, omejen
z reverznim prelomom. Prelomi znotraj Ljutomerske prelomne cone so
v grobem privzeti po strukturnem modelu JELENa in RIFELJeve
(2009-2010). To cono so HAAS in sodelovci (2000) interpretirali kot
cono Severnih Karavank. Po interpretaciji nekaterih avtorjev (e.g.
PLACER 2008), bi lahko Ljutomerska prelomna cona predstavljala
nadaljevanje Periadriatske cone.
26
-
4.3.6. Srednjetransdanubijska enota Podlaga, poznana le iz
globokih vrtin, tako imenovane Srednjetransdanubijske enote
(HAAS et al. 2000, 2010), ki lei med Balatonsko cono in
Srednjemadarskim lineamentom, je sestavljena iz permo-triasnih
kamnin. Te kamnne skupaj s kamninami june metamorfno magmatske cone
Transdanubijskega niza gradijo Srednjemadarsko strino cono. To
enoto lahko nadalje razdelimo na tri podenote (HAAS et al. 2000):
Julijske Alpe in June Karavanke, Juno Zala ter Kalnik. Strukturno
so povezane, vendar sta znaaj in starost strukturnih odnosov
neznana. Blizu madarsko slovensko hrvake meje so poznane permske
plitvovodne siliklastine in karbonatne kamnine (Junokaravanka
podenota). Temnosivi sericitni skrilavci, ki v vrtini jfalu1 (U1)
leijo pod spodnjepermskim apnencem, so domnevno karbonske
starosti.
V Sloveniji se kamnine Junokaravankih paleozojskih do
mezozojskih formacij nahajajo juno od Ljutomerske tektonske zone
(Periadriatske cone) v tektonskem stiku z Ljutomerskim prehodnim
pasom. Srednje do zgornjetriasne karbonatne kamnine je dosegla le
vrtina DS-1/58. Tri dodatne tokovne podatke imamo s hrvake strain
obmoja (vrtine Vu-1 in 2, Vuk-1) pri Vukovcu in Vukanovcu. Zato je
karta podlage juno od Ljutomerske cone v glavnem vpraanje
interpretacije.
V junem delu obmoja so permske usedline z evaporati verjetno
pokrite s triasnimi-jurskimi pobonimi in bazenskimi usedlinami, ki
so ibko metamorfozirane. Kredni(?) melan (Inke Fm.) je v enoti
Kalnik pokrit z zgornjekrednimi (senonskimi) pelaginimi laporji
(Gyknyes Fm.).
4.3.7. Enota Tisa Podlaga majhnega obmoja na najbolj JZ delu
obravnavanega obmoja sestavljajo
skrilavci srednje stopnje metamorfoze enote Tisa, na katero
verjetno do doloenega obsega nalega tudi Srednjetransdanubijska
enota (CSONTOS, NAGYMAROSY 1998).
4.4. Eocen Eocenske formacije v Zalski regiji so bile donedavno
poznane le v tektonskem jarku Bak-
Nova s smerjo VSV-ZJZ kakor tudi v tektonskem ostruku v bliini
kraja Ortahza. Diskordantno prekrivajo zgornjekredne in triasne
formacije. Jarek BakNova je nastal kot rezultat kompresije,
nekoliko juno od osi zgornjekrednega sedimentacijskega bazena, kjer
so zgornjekredni in eocenski sedimenti nagubani v sinklinalo s
strimimi krili na obeh straneh.
Na podroju Svoly, v coni Balatonske linije, so bili dokazani
novi pojavi eocenskih kamnin kot rezultat raziskav madarske
naftnega in plinskega podjetja (MOL) (JSVAI et al. 2005). Ve sto
metrov debelo zgornjeeocensko zaporedje sestoji iz temnosivih in
rnih glinovcev sladkovodnega faciesa, ki vsebujejo ostrakode in so
lokalno bogati z ostanki zogljenelih rastlin in premogom.
Na obmoju tektonske enote ALCAPA se je vulkanizem, ki ga lahko
sledimo od Junih Alp do Severnomadarskega viavja priel v mlaji dobi
srednjega eocena in dosegel vrhunec v oligocenu. Eruptivni centri
so odkriti od Zalske regije do gorovja Mtra, v coni v smeri JZ-SV.
V Zalski regiji imajo vulkaniti andezitno-dacitno sestavo
(andezitna formacija Szentmihly) z znailno veliko debelino, ki je
poznana iz globokih vrtin, in lahko prodirajo tudi skozi apnenec
Szc in lapor Padrag. Poudariti je treba, da je bila starost tega
vulkanskega niza v zadnjih letih vpraljiva in interpretirana kot
plitva intruzija oligocenske starosti, zaasno povezana s
tonalitnimi intruzijami (BENEDEK et al. 2001).
27
-
V slovenskem delu projektnega obmoja eocenske usedline ne
izdanjajo. Prikazane so le na geolokem prerezu P8 (Priloga IV) v
obliki hitrega menjavanja laporovca in apnenca ter ponekod
karbonatne bree.
4.5. Oligocen Za oligocen je znailna kopenska sedimentacija na
severnem delu Zalske regije kot v
obrobnih delih Transdanubijskega niza. Material kopensko-renega
zaporedja je uvren v formacijo Csatka, je renega izvora (reka je
bila velikosti dananje reke Rabe) (BENEDEK et al. 2001). Na obmoju
Zale prevladujejo debelozrnati sedimenti. Izvorno podroje tega
materiala lahko sledimo jugozahodno od Transdanubijskega niza,
eprav se je transport manjih koliin lahko vril tudi z juga. V
severovzhodnem delu obravavanega obmoja lahko omejimo fluvialno
sekvenco v smeri JJZ-SSV (pod poglobitvijo Pusztamiske).
Vzdol Balatonske linije so se med oligocenom pojavile intruzije.
Proti zahodu lahko ta tonalitna telesa povezujemo z magmatskimi
telesi vzdol Periadriatskega lineamenta, kajti so zelo podobna tako
po starosti (3032 Ma) kot po geokemijskih lastnostih (BENEDEK
2002).
V Sloveniji so oligocenske sedimentne kamnine razvite le v
skrajno jugovzhodnem delu obravnavanega obmoja (JELEN & RIFELJ,
2011). V Ljutomerskem prehodnem pasu severno od Donakega preloma
loimo dve oligocenski formaciji. Pletovarsko formacijo
predstavljajo peeni lapor in redkeje peenjak, Govka formacija pa je
zastopana z kremenovim peenjakom in konlgomeratom ter glavkonitnim
peenjakom. Pletovarsko formacijo uvramo v zgornji oligocen (spodnji
eggerij), Govko pa v zgornji oligocen do spodnji miocen (spodnji
eggerij zgornji eggerij). Nenavdna geometrija prikazanih
stratigrafskih enot v najunejem delu prereza P8 (Priloga IV),
najverjetneje odraa tektonske lee znotaj Donake prelomne cone.
4.6. Predpannonijski Miocen
4.6.1. EggenburgijOttnangij Med eggenburgijem in ottnangijem je
bila za obravnavano ozemlje znailna kopenska
sedimentacija. Na junem delu se je odlagalo zaporedje
konglomeratov, proda, peenjaka, melja in gline, ki pripada
formaciji Szszvr. Te kamnine so bile prevrtane v bliini Lentija
(Csesztreg, Kerkabarabs) in JJV od Nagykanizse (Zkny,
Porrogszentkirly, Iharos, Inke). Ta formacija diskordantno prekriva
mezozojski bazen in je prav tako diskordantno prekrita s
formacijami Budafa, Tekeres, Lajta ali mlajimi pannonijskimi
formacijami. Lokalo debelina formacije Szszvr presega 1000 m
(Gyknyes Porrogszentkirly GykI vrtina). Prav tako lokalno (obmoje
Kerkabarabs, Inke, Iharos) lahko v tem kopenskem zaporedju plasti
najdemo tudi vloke tufa (spodnji riolitni tuf / riolitno tufska
formacija Gyulakeszi).
Na zahodnem predgorju Transdanubijskega niza zastopa spodnji
miocen terigena formacija Somlvsrhely eggenburgijsko-ottnangijsko
in karpatijske starosti, ki jo le s teavo razlikujemo od starejih
kopenskih sedimentov formacije Csatka, tako da je njena povrinska
razmejitev zelo problematina. Najveja debelina je 129 m (Nagygrb
Ng-1 vrtina), v kateri prav tako najdemo vkljuke spodnjega
riolitnega tufa formacije Gyulakeszi.
Spodnjemiocenski kopenski sedimenti severozahodnega dela
obravnavanega obmoja (v okolici Szombathelya in Szentgotthrda) so
uvreni v formacijo Ligeterd (Auwaldschotter), ki sega v Karpatij.
Material izvira iz Vzhodnih Alp; drobir je bil prenesen z rekami v
zahodnomadarski sedimentarni bazen. Formacija lei na mezozojski
podlagi. V vrtini SzombathelyII je viden tektonski stik med
formacijo Ligeterd in mezozojsko podlago. Na njej leijo badenijske
formacije. Njena debelina na obravnavanem obmoju dosega nekaj
28
-
deset metrov. Prej je bilo domnevano, da je formacija
ottnangijske in karpatijske starosti, vendar je potrebno na osnovi
podatkov iz Avstrije (PASCHER 1991) njeno starost raziriti tudi v
spodnji badenij.
Omeniti je potrebno, da so nekatere vrtine na obravnavanem
obmoju prevrtale vulkanske kamnine, ki pripadajo andezitni
formaciji Mecsek (v bliini kraja Svoly) in riolitno tufski
formaciji Gyulakeszi (spodnji riolitni tuf). Zadnji se pojavlja,
kot smo omenili e prej, v povezavi s spodnjemiocenskimi kopenskimi
sedimenti.
4.6.2. Karpatijjspodnji badenij Na madarskem delu projektnega
obmoja so karpatijsko spodnjebadenijske sedimentne
kamnine na severu omejene z Rbsko linijo, na vzhodu s prelomno
cono mezozoika do Balatonske linije, od katere se razirjajo dalje
proti jugu in vzhodu. Juno mejo predstavlja tektonska linija
Somogyudvarhely-Szigetvr. Debelina zaporedja je negotova, ker ga
veina vrtin ni prevrtala, vendar lahko najveja debelina presega
nekaj km. Dokazana debelina v globoki coni rsgLovszi (vrtina L-II)
je 2000 m. Sedimentacija je potekala predvsem na obmoju
rsg-Lovszi-Budafa-Oltrc, skoti katerega je bila vzpostavljena
morska povezava proti zahodu.
Erodirano ozemlje je bilo poleg paleozojskih kamnin vzdol
Balatonske linije prevladujoe zgrajeno iz mezozojskih karbonatnih
kamnin in pelitskih sedimentnih kamnin (na zahodnem delu obmoja
rsg); razpad teh kamnin se je dogodil na zelo kratkih razdaljah. To
naj bi bil razlog, da je nedale od nekdanjih obal mo najti izkljuno
pelitske sedimente. Sedimentacijski bazen ni zavzemal velikega
ozemlja; tudi debelo zaporedje pelitskih sedimentov ne kae na
obstoj globokega bazena, ampak da je sedimetacija la v korak s
tonjenjem bazenskega dna. Sedimentatacija se je torej dogajala v
plitvomorskem okolju.
Da rezimiramo: vpliv morja se poveuje iz jugozahoda proti
severovzhodu. V karpatiju debelozrnati facies prevladuje le vzdol
ozkega pasu v obrobni coni; v notranjem delu sedimentacijskega
bazena prevladujejo pelitski sedimenti. Sedimentacija erodiranega
materiala iz robnega poboja je sledila hitremu pogrezanju; tako da
je sedimentacija potekala ves as v plitvomorskem okolju. Facielne
lastnosti so bile doloene z loitvijo subbazenov od morja,
zmanjevanjem slanosti zaradi dotoka rene sladke vode v nastale
depresije in hitrostjo pogrezanja ter zapolnjevanja.
Zaradi istih litolokih lastnosti, je karpatijske sedimente zelo
teko razloevati od badenijskih. V karpatijskih kamninah prevladuje
brakina fauna, ki postopno prehaja v badenijsko in se e ne
razlikuje. Pomembna razlika se zgodi ele s pojavom bogate morske
faune znotraj badenija; ta horizont hkrati predstavlja mejo
sedimentacijskega cikla.
Karpatijske in spodnjebadenijske kamnine na slovenskem delu
obravnavanega ozemlja uvramo v Haloko formacijo. JELEN IN RIFELJ
(2005c, 2006) menita, da sedimenti Haloke formacije predstavljajo
zasip prve (core complex) faze riftinga, ki je po navedenih
avtorjih potekal od zgornjega ottnangija do karpatija.
V mariborskem subbazenu predstavljajo peenjaki, konglomerati,
muljasta brea in konglomerat ter lumakele ostrig najniji del Haloke
formacije, ki ga uvramo v karpatij.Juneje, v Haloko Ljutomersko
Budafakem subbasenu v Haloki formaciji prevladuje peen in meljast
lapor, menjavanje peenega laporja, meljastega laporja in peenjaka,
ki pa ga uvramo v obdobjo od karpatija do spodnjega badenija. V
Haloko formacijo uvramo tudi spodnjebadenijski tuf, kakor tudi
konglomerate in konglomerate z litotamnijskimi nodulami zaenkrat
nejasne stratigrafske umestitve. Najviji del Haloke
29
-
formacije predstavlja menjavanje peenjaka, peska, peenega
laporja in konglomerata spodnjebadenijske starosti. Haloka
formacija torej predstavlja prvi zasip na predkenozojsko podlago,
ki je bila mono pogreznjena vzdol VSV slemeneih Donakega
transtenzijskega prelomnega sistema in ekstenzijskega Rabskega
koridorja (JELEN & RIFELJ 2003, 2004, 2005a, b).
JELEN IN RIFELJEVA (2001, 2003) izpostavljata turbiditni znaaj
sedimentacije v Mursko-zalskem bazenu od zaetka karpatija pa vse do
spodnjega pontija, kar utemeljujeta s terenskimi opazovanji. Haloka
formacija je razvitaa v najzahodnejem delu Mariborskega subbazena
in verjetno tudi v zahodnem delu Haloko Ljutomersko Budafakega
subbazena. V osrednjem delu Mursko-zalskega bazena (na
Murskosobokem bloku) Haloka formacija ni razvita zaradi kasneje
erozije ali pa tam sploh ni bila odloena. Vzhodneje je Haloka
formacija razvita tudi v Vzhodnomursko-rsegkem subbazenu. Debelina
formacije v Mariborskem subbazenu znaa do 1300 m, priblino enako
debelino formacije pa so prevrtale tudi vrtine na madarski strani
raziskanega ozemlja.
4.6.3. Badenij Tektonski premiki so vodili k regresiji na koncu
karpatija, v bazenskih delih pa v
spodnjem badeniju. To je povzroilo pojav premogonosnega
movirskega faciesa in klastinih usedlin, ki se je zakljuil z novo
kompresijsko fazo, ki je vodila k nadaljnjem krenju vzdol glavnih
tektonskih linij v smeri SV JZ. To je povzroilo nastanek antiklinal
Lovszi in BudafaOltrc.
Temu procesu je sledila izredno intenzivna transgresija na
obmoju rsg-Lovszi-Budafa-Oltrca. Celotno obmoje june Transdanubije
je postalo plitev arhipelag.
Na obmoju rsg-Lovszi-Budafa-Oltrc je prehod iz karpatijskih v
badenijske sedimentne kamnine. Vzhodno od tod na obmoju med Rabsko
linijo in linijo Salomvr-Hott-Nagytilaj, badenijski sedimenti leijo
na erodirani povrini mezozojskih kamnin s precejnim hiatusom. Na
obmoju med linijo Salomvr-Hott-Nagytilaj in Balatonsko linijo
badenijski sedimenti leijo diskordantno na paleozojskih,
mezozojskih in eocenskih fromacijah. Juno od Balatonske linije
badenijski sedimenti prekrivajo karpatijske, namanjih obmojih pa
leijo na mezozojskih in paleozojskih formacijah ter
zgodnjepaleozojskih metamorfitih.
Ker je badenijska transgresija napredovala na obravnavano obmoje
od zahoda in jugozahoda, severovzhodni del obmoja in viji deli
grebenov znotraj bazenov niso bili prizadeti.
V severozahodnem bazenskem obmoju (rsg-Lovszi-Budafa-Oltrc) je
bila sedimentacija zvezna, temnosiv, rjavkasto-siv lapor
serazlikuje od starejih le po vlokih tufa (tufski pasovi) in
bogatih badenijskih faunistinih elementov. V badeniju je ta del
bazena zadral hitro pogrezanje ter sedimentacijo, ki je la vkorak s
pogrezanjem. Spet prevladujejo pelitini sedimenti.
Na koncu badenija se ponovno pojavi bariera, ki izolira obmoje
od odprtega morja, zato se v sarmatiju pojavi epikontinentalno
morje z zmanjano slanostjo. Ta regresijski proces je nakazan s
poveanjem tevila plasti peenjaka.
Na slovenskem delu projektnega obmoja sta tektonski dvig in
istoasen evstatini padec v plitvih delih subbazenov proizvedla
diskordantno sekvenno mejo, v globljih delih groboklastine vraje
low systems trakta, v najglobljih delih subbazenov pa imamo
sedimentacijske razmere starving basin, s korelativno konkordantno
sekvenno mejo.
30
-
Nenadnemu tektonskemu dvigu bazena in evstatinemu padcu je
sledilo nenadno in izredno hitro tonjenje bazena, zdrueno z
zgodnjebadenijskim evstatinim dvigom (JELEN IN RIFELJ, 2001, 2004,
2005a, b). Zato spodnji badenij transgredira tudi na predterciarno
podlago nepogreznjenih (zaostalih) tektonskih blokov. Nad
transgresivnimi biostromami algnih apnencev in vraji so bile
ponovno vzpostavljene globokovodne sedimentacijske razmere. Moan
ekstenzijski impulz in moan evstatini dvig sta ustvarila od
karpatijskih drugane paleografske in s tem tudi drugane
sedimentacijske razmere, zato so jarke prieli zapolnjevati
turbiditni tokovi z ve muljaste frakcije in hemipelagini mulj.
Ekstenzijska zruitev je povzroila postriftno tonjenje tektonskih
blokov vkljuno z vrhovi ekstenzijskih blokov. Ekstenzijska zruitev
in priblino soasni povratek kompresije v Alpah (MASSARI ET AL.,
1986) pa sta povzroila tudi spremembo k bolj peenim turbiditom, ki
so proksimalno prevladujoi, distalno pa ta sprememba nastopi s
progradacijo v zgornjem badeniju, v najglobjih delih subbazenov pa
v asu falling stage systems trakta.
V asu low stage systems trackt-a ob meji badenij/sarmatij v
plitvih delih subbazenov sledi diskordantna sekvenna meja, v
globokih delih bazenov pa njena korelativna konkordantna sekvenna
meja v distalnih faciesih turbiditnih pahlja z ve peene frakcije. V
asu transgresivnega systems trackt-a zgodnjega sarmatija so se v
plitvih delih bazenov odloili heterolitini siliciklastini in
karbonatni sedimenti, v globokih delih bazenov pa se nadaljuje
odlaganje turbiditnih pahlja (JELEN ET AL., 2006).
4.6.4. Sarmatij Na madarskem delu projektnega obmoja imajo
sarmatijske kamnine prevladujoe
regresijski znaaj, vendar zaradi diferencialnih premikanj
bazenskega dna, lokalno kaejo tudi transgresivne znailnosti. Za
sarmatij so znailne brakine formacije.
V severozahodnem delu bazena (rsg, Lovszi, Budafa) in v
sosednjem vzhodnem obrobju (Szilvgy, Barabsszeg, Nagylengyel, Bak,
Nova) je prehod iz badenija zvezen in v primerjavi z badenijem kae
regresijske znailnosti. V centralnem delu bazena prevladujejo peene
plasti. V tem asu je zaradi predhodnega dviganja (to je gubanja
obmoja BudafaLovszi zaradi diferencialnega dviganja, angl.
upwarping), najgloblji del bazena lociran na podroju krajev
Szentgyrgyvlgy, Kerkskpolna, riszentpter, Kotormny, kjer je
nastajal debelozrnat peenjak, lokalno z majhnimi prodniki. Te
znailnosti ne nakazujejo bliino obale, ampak sedimentni transport z
obrobja ter gravitacijsko premeanje sedimenta na pobojih. Ta
material se je akumuliral najglobljih delih. Proti jugu klastini
sedimenti postajajo drobneji, na obmoju krajev Lovszi in Budafa
prevladujejo peliti in melj.
V obrobnih obmojih se debelina sarmatijskih sedimentov zmanja in
postane bolj laporasta, ti se znailno izklinjajo ob badenijskih
dvignjenih tektonskih blokih (angl. tectonic highs). V bazenu in v
obrobnih delih so sarmatijske formacije konkordantno prekrite z
mlajepannonijskimi sedimenti. Debeloklastini, biogeni apnenasti
facies sarmatijske starosti najdemo na obmojih, ki so bila v
badeniju na najvijih poloajih in so bila prizadeta s transgresijo
ele na koncu badenija.
Na koncu sarmatija so se povezave z odprtim morjem zoale,
slanost morja se je zmanjala. Povezave z mediteranskim prostorom so
bile prekinjene, odlagali so se brakini sedimenti. Debelina
sarmatijskih plasti dosega 100 do 200 m v bazenu, medtem ko na
dvignjenih predelih njihova debelina ne presega nekaj deset
metrov.
Za hidrogeoloki model je pomembna razmejitev dna sarmatijskih in
badenijskih morskih sedimentov, ki prekrivajo predbadenijske
miocenske in oligocenske rene sedimente, kakor tudi porazdelitev
formacij Tinnye in Lajta (sarmatijski in badenijski detritini
apnenec), ki sta
31
-
hidrodinamino pomembni. Ta karta je bila pripravljena le za
madarski del projektnega obmoja (Sl. 14).
Sl. 14 Konturna karta dna sarmatijskih in badenijskih morskih
sedimentov; sivo: sarmatijski detritini apnenec (formacija Tinnye),
belo: badenijski detritini in algalni apnenec (formacija Lajta)
V asu transgressive system trakta (TST) zgodnjega sarmatija so
se v plitvih delih bazenov na slovenskem delu obmoja odloili
heterolitini siliciklastini in karbonatni sedimenti, v globokih
delih bazenov pa se nadaljuje odlaganje turbiditnih pahlja prve
postriftne faze.
V poznem sarmatiju je bila kolizija ALCAPA litosfernega bloka z
Vzhodnoevropsko litosfersko platformo v NW delu Magurskega
oceanskega jezika (danes geoloko NW zunanji Karpati) v celoti
zakljuena. To se je na ALCAPA litosferskem bloku, ki mu je pripadal
tudi Mursko-zalski bazen, ob prelomih odrazilo kot ibka kinematska
inverzija (JELEN IN RIFELJ, 2004, 2005a, b), pri emer so nastale
strukture kot sta na primer strukturi Pearovci in Dankovci
(primerjaj SADNIKAR, 1993, sl. 8; GOSAR, 2005b, sl. 6
Ob koncu sarmatija so bili Mariborski subbazen, zahodni del
Radgonsko-vakega subbazena in zahodni del
Haloko-ljutomersko-budafakega subbazena ter (primerjalno) tudi
32
-
zahodni del tajerskega bazena zapolnjeni in je po
zgodnjepannonijski transgresiji za sedimente predstavljal prehodno
(transferno, by-pass) obmoje.
V Sloveniji sarmatijske (in prej opisane badenijske) sedimentne
kamnine zdruujemo v piljsko formacijo, ki predstavlja zapolnitev
wide rift faze in prve postrifnte faze. (JELEN & RIFELJ,
2005d).
4.7. Pannonij Ko govorimo o Pannonijskih sedimentih moramo
napraviti razliko med bazenskimi
faciesi (to je prevladujoi del obmoja T-JAM projekta,
Mursko-zalski bazen in juni del Male madarske ravnice) in obrobnimi
deli v podnoju gorskih verig.
Podlaga Pannonijskih formacij je bila pripravljena za celotni
madarski del projektnega obmoja, v Sloveniji pa le za vzhodni del
(Sl. 15).
Sl. 15 Globina do podlage Pannonijskih formacij (globina pod
morsko gladino v metrih)
Na madarskem delu projektnega obmoja spodnjepannonijske
formacije transgresivno prekrivajo stareje kamnine. Na veini
obravnavanega obmoja (razen na dvignjenih blokih pokritih s
badenijskim litotamnijskim apnencem, ki so bili dvignjeni na samem
zaetku pannonija, je bila na meji sarmatija in pannonija
sedimentacija zvezna. Ta meja se lahko povlee znotraj pelitskih,
sedimentov z redkimi fosili. (formaciji Kozrd in Endrd), tako da
meje ne moremo jasno oznaiti. Horizonti omenjeni kot podlaga
pannonija v dokumentaci