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