A "3D Geológia" alkalmazás a Geologische Bundesanstalt által készített https://gisgba.geologie.ac.at/3dviewer/ alapján valósult meg.
Az alkalmazás lehetővé teszi 3D-s földtani modellek vizsgálatát.
A modellt lehet forgatni (bal egérgomb), mozgatni (jobb egérgomb), nagyítani és kicsinyíteni (egérgörgő).
A "fúrás lerakása" gombot aktiválva, majd a modellre kattintva előáll egy virtuális fúrásprofil az adott pont alatti területről, az ablak a bal oldalon jelenik meg.
A "szelvénykészítő" lehetővé teszi a modell X és Y koordináták mentén való elvágását, így szelvényszerű megjelenést adva annak.

Adatok forrása: Magyar Bányászati és Földtani Szolgálat, Földtani Alapkutatási Osztály és Vízföldtani Osztály (6.1-es medencemodell-projekt és 7.3-mas MODRI-projekt keretében készült felületek). Adatgazda: Kun Éva

Készült:

Magyar Bányászati és Földtani Szolgálat Térinformatikai Osztályán

Részletek:

Neogén pre-pannóniai képződmények

A Kisalföld területén a neogén képződmények nagy vastagságban találhatóak meg. A magyarországi miocén képződmények diszkordánsan települnek az idősebb aljzat képződményekre (FÜLÖP, 1989). Mivel a miocén elején az ország területének túlnyomó része szárazföldi lepusztulási területté vált a Magura-óceán szubdukcióját kísérő kiemelkedés következtében. A neogén-üledékciklus kezdő képződmények a Kisalföld területén késő-ottnangi korúak. A szűken vett kutatási területen található legidősebb miocén kőzet a kárpátiban képződött. A pannon medence szinrift fázisának folyamán szárazföldi, alluviális konglomerátumok, berccsák és homokkövek keletkeztek melyek az aljzat eróziós mélyedéseiben ülepedtek le. A bádeniben DNy felől érkező transzgresszió hatására a kárpáti során felnyílt árkokban pelágikus üledékképződés zajlott ekkor rakódott le a Bádeni Agyag Formáció. HÁMOR G. (1995) ősföldrajzi rekonstrukiója szerint két mélymedencét a Csapodi-árkot Kenyeri-Győri depressziót a Mihályi-hát választotta szét. A tengerszint emelkedés hatására a medenceperemi területeken (a Kisalföld keleti és nyugati határán valamint a Mihályi-hát két oldalán) sekély tengeri karbonátrámpa jött létre, aminek jellegzetes képződménye a zátony fáciesű „lajta-mészkő" képződött. Az európai lemez egyre előrehaladó szubdukciója hatására a bádeni emeletben igen aktív vulkanizmus zajlott. Erről a Kisalföld területén a Pásztori Trachit Formáció tanúskodik. A vulkanizmus a bádeniben valószínűleg tenger alatti környezetben működött valószínűleg csak szarmatára került a tengerszint fölé (TARI, 1994). Ezt alátámasztja a vulkanitok agyagmárgával való összefogazódása (KŐRÖSSY L., 1985), valamint erre utal a vulkáni törmelékes kőzetek nagy litikus elegyrész tartalma és a téti fúrások peperit kőzetei is (SCHLÉDER, 2001). A szarmata üledékek az egész Kisalföld területén foltokban kis vastagságban jelennek meg. A kutatási területen egyetlen mélyfúrás sem harántolta. Képződményei a bádenihez hasonlóan a sekélytengeritől a mélymedence képződményein keresztül igen változatos kifejlődésiformában lelhető fel. Továbbra találhatunk tufa rétegeket, amelyeket szintén pásztori térség vulkanizmusához köthetünk. Mely már biztosan a tenger szint fölé emelkedve működött (TARI, 1994).

Pannon

A Pannon-tó térben és időben eltérően mértékben süllyedő részmedencéi kapcsolatban álltak egymással, és a peremek felől érkező üledék utánpótlás folyamatos volt ezért az egyes medencéket időben eltérően egymás után töltötték fel a pannon üledékek. De az üledékképződési környezetek és az azt befolyásoló folyamatok lénygében nem különböztek. Ezért az így létrejött fáciesek rendkívül hasonlóak a Pannon-medence egyes részmedencéiben. A Kisalföld területén feltöltődésben nagy szerepet játszó folyók a kiemelkedő környező Keleti- Alpok és Nyugati-Kárpátok felől továbbá a középhegység irányából, valamint a szigetként kiemelkedő területekről (Pásztori vulkáni sziget, Mihályi-sziget) szállították be a hordalékukat és töltötték fel a területet

Endrődi Formáció

A pannon bázisán a partvonaltól távol, változatos vízmélység viszonyok között, hemipelágikus, kondenzált karbonátos-agyagos márga rétegsorok rakódtak le. Feküje a kiemeltebb területeken preneogén aljzat alapkonglomerátuma, a medence belsőbb részein pedig pre-pannon neogén szinrift üledékek. Fedője az Algyő Formáció agyagos képződményei valamint a peremektől távoli medence területeken egybefogazódik a Szolnoki turbiditjeivel. A márgás rétegösszlet három tagozatra tovább bontható (JUHÁSZ, 1994). A rétegsor mészmárgával indul, melyet a Dunántúli területen Beleznai Tagozatként azonosítanak. Majd a selfperem progradációja következtében nő a terrigén üledék behordás (MATTICK, 1998) és fölfelé fokozatosan agyagmárgába megy át, melyet a Nagylengyeli Agyagmárga Tagozat néven különítenek el. A meredek aljzat morfológia miatt gravitációs áthalmozás következtében a márgában kavicscsíkok jelenhetnek meg, ezzel fokozatos átmenetet képezve a Szolnoki Formációval. Ez a Dorozsmai Tagozat, főként fúrómagból ismert a Dél-Alföld területéről.(JUHÁSZ, 1998) A Formáció átlagosan 200m vastagságú, de a mélyebb területeken akár elérheti a 600-700 méter is. A képződmény szerves anyagban igen gazdag ezért szénhidrogén kutatás szempontjából jó anyakőzetnek számít (SAJGÓ, 1980).

Szolnoki Formáció

A Szolnoki Formációt a nyílvízi márgára vagy azzal összefogva települő zagyárak által lerakott homokos agyagos rétegekből felépülő turbidit-rendszer alkotja. Mind a feküjétől (kiválóan megfigyelhető mélyfúrás geofizikai méréseken, pl: SP TG) mind a fedőjétől (jól látható szeizmikus szelvényeken) élesen elkülönül. Vastagsága gyakran az 1000 métert is meghaladhatja. (JUHÁSZ, 1998) A képződmény alját agyagosabb vékonypados turbiditek, míg felső részét egyre homokban gazdagabb vastagpados tubiditek építik fel. Gyakorlatilag ez a változás a behordási terület közeledését mutatja. Magmintákban a formáció homokkőtestein gyakran felismerhetőek a turbiditek képződésére utaló áthalmozási bélyegek. Mint például: gradáció, felszakított intraklasztok, konvolúciós, láng- és tál szerkezetek (BÉRCZI, 1988; MATTICK, 1988; JUHÁSZ, 1992). A különböző turbiditlebenyeket 5-30 méter vastag agyagmárga testek választják szét, melyek az üledék behordásmennyiségének csökkenését jelzik. (JUHÁSZ, 1998)

Algyői Formáció

A formáció az álló vizet szegélyező selfet és a mélymedencét összekötő morfológiailag meredek (5-20°) lejtő képződményeiből áll. Főként finom szemcsés agyagmárga aleurolit építi fel, melyet a nagy mennyiségű finom hordalékot szállító folyók a tavat elérve raknak le. Ezzel elősegítve a partvonal fokozatos előre épülését és a Pannon-tó feltöltődését. (Juhász 1998) Fedője az Újfalui formáció delta üledékei, a korábbi alsó és felső pannon határ felület. Feküje a Szolnoki Formáció turbiditjei olykor az Endrődi formáció mélymedence képződményei. Utóbbi esetben furásokkal nehéz elkülöníteni a két formációt, hasonló kőzettani felépítésük következtében.(JUHÁSZ, 1992) De szeizmikus szelvények segítségével a reflexió geometria segítségével pontosan kijelölhető a lejtő alsó és felső határa is (POGÁCSÁS et al., 1988). Uralkodóan agyagmárga és aleurolit rétegekből áll, olykor ritkábban kisebb homokkő rétegek is előfordulhatnak benne. A formáció főként lejtő fáciesű, de a felső része már szublitorális környezetben képződött. Találhatunk benne kanyon kitöltéseket illetve vízszint csökkenéssel kapcsolatos torkolati zátony eredetű homokkő testeket. Míg a lejtő alsó részén gravitációsan áthalmozott (csuszamlás, szemcsefolyás) üledékeket találhatunk. (POGÁCSÁs et al., 1988; JUHÁSZ et al., 2007) A képződmény átlagos vastagsága 100-900 méter között változhat. A nyíltvízi területeken akár 900 méter is lehet, de a medenceperemek felé haladva folyamatosan elvékonyodik. (JUHÁSZ, 1992; JUHÁSZ, 1998)

Újfalui Formáció

Az Újfalui Formáció a deltasíkság és a deltafront a változó litológiai felépítésű homokkőtestekkel tagolt agyagos aleuritos összlete. A fimon szemcsés üledékek alacsonyabb részaránya a gyors ütemű beszállítást jelez. Jól elkülöníthető a feküjében talált uralkodóan pélites lejtőképződményektől. Fedője a Zagyvai Formáció alluviális síkság homokos agyagos üledéke. (JUHÁSZ, 1998) Jórészt finom- és középszemcsés általában felfelé durvuló homokkő illetve vékony rétegzett agyagból aleuritból áll. A homokkövek torkolati zátony, delta-ág, mederkitöltés, áthalmozott, valamint gátszakadás következtében rakódtak le, a közéjük települő finomszemcsés agyagos rétegek pedig egyes deltaágak közti mocsári-ártéri, morotva és lagúna környezetben keletkezett rétegek (JUHÁSZ, 1992; 1998). Az Alföldön a formáció felső részében megjelennek lignit rétegek valamint elszenesedett növény maradványok, melyek alacsony vízmélységet jeleznek. A delta képződmények átlagos vastagsága 300-400 méter

Zagyvai Formáció

Fluviális és tavi eredetű (árterek, folyómedrek mocsarak, sekély tavak) laza, szenesedett növénytöredékeket tartalmazó, közép- és finomszemű homok, homokkő, aleurit, agyag és agyagmárga rétegek igen sűrű váltakozásából épül fel (2.7 ábra). Szenes üledékei csak a pannon végéig süllyedő medence területeken képződtek, a peremek felé elvékonyodik. Általában a finom szemcsés frakció dominál, de előfordulnak vastagabb 10-20 méteres homok rétegek is melyek mederkitöltés, övzátony, áradási üledékek (GYALOG, 1996; JUHÁSZ, 1994). Feküje a már említett Zagyvai Formáció. Fedője a dunántúli területeken a Hansági Formáció, melytől elkülöníteni csak folyamatos magminta vételekkel lehetséges, mivel azonos környezetben keletkeztek. Az összlet vastagsága akár 1000 méteres is lehet (JUHÁSZ, 1998).

Tektonika

A morfológiáját tekintve a Kisalföld egy ÉK-i irányban elnyújtott és szélesedő, közel háromszög alakú süllyedék. A medencét több közel ÉÉK-DDNy-i csapású törésrendszer részmedencékre szabdalja melyeket laposszögű normálvetőkként értelmeztek (TARI, 1994; TARI & HORVÁTH, 1995) és egybeesnek a kréta takaróhatárokkal és azok reaktiválódásával keletkeztek (TARI et al. 1992). Nyugati határa a Soproni-hegység, ezt K-felé a Nagycenki-depresszió követi, amely a Fertő és az Ikva törésrendszer között húzódik. DK-felé tovább haladva találhatjuk a Pinnyei-magaslatot, mely a Nagycenki-depressziót és a Csapodi-árkot választja ketté (FÜLÖP, 1990), ami a Répce vetőzóna mentén jött létre. Ezt DNy-felé a Mihályi-hát követi, melynek DK-i oldalán a Kenyeri-depresszió található, a Rába nagyszerkezeti vonal mentén (SCHEFFER, 1949; SCHEFFER & KÁNTÁS, 1959). K-DK felé haladva a Takácsi-magaslatot követő Celdömölki-árok zárja a tagolt aljzat részmedencéinek sorát (1.1 ábra). (SZAFIÁN & TARI, 1995). Az ÉÉK-DDNy-i csapású normálvetőket majd merőleges csapású meredek oldaleltolódásokat is találhatunk. Ezek közül a legismertebb a Telegdi-Roth-vonal (2.9 ábra) melyet TELEGDI-ROTH 1935-ben írt le először, mely két fázisban működött. Elsőként a kréta során majd a bádeni-szarmatában felújult és jobbos eltolódásként aktiválódott (MÉSZÁROS, 1983). Továbbá megállapítható, hogy a Dunántúli-középhegység kisalföldi keleti szárnyán észlelt vetők összekapcsolhatók a Balaton-felvidéken térképezettekkel (TARI & HORVÁTH, 2010). Szerkezeti felépítéséről az ötvenes hatvanas években készítettek először elemzést, az akkori szénhidrogén kutató fúrások felhasználásának segítségével (KŐRÖSSY, 1958; 1965). Majd ezek eredményeit összefoglalva elkészült az első a Kisalföld és a középhegységi területekre is kiterjesztett szerkezeti szelvény (2.10 ábra), melyben a Kisalföld aljzatának változékonyságát meredek vetőkkel próbáltak magyarázni (KŐRÖSSY, 1981; 1985). Ilyen vető volt például a Rába vonal (2.9 ábra), amit határoló szerkezeti vonalként képzeltek el az Ausztroalpi és a Dunántúli-középhegységi egység aljzatképződményeiben (ábra 2.10) (KŐRÖSSY, 1965; BALLA, 1990). A nyolcvanas években HORVÁTH és ROYDEN (1981) keletkezését tekintve pull-apart medenceként értelmezte. Mely modell sokáig elfogadott volt és több szerző is hasonlóan vélekedett (BERGERAT, 1989; VASS, et al 1990). Ezt a gondolatmenet továbbfejlesztve a nyolcvanas évek végére HORVÁTH és RUMPLER (1988) a Kisalföldet egy divergens eltolódásos medenceként említik.

A Kisalföld és a Dunántúli-középhegységi egység főbb szerkezeti vonalait mutató térkép (TARI & HORVÁTH 2010 alapján)
A komolyabb áttörés az első szeizmikus szelvények eredményei okozták a kilencvenes években (POGÁCSÁS et al., 1989; TARI & BALLY, 1990; HORVÁTH, 1993; TARI & HORVÁTH, 1995; MATTICK et al., 1996). Metamorf magkomplexum kiemelkedéséhez kapcsolódó extenzióval magyarázták a medence kialakulásának folyamatát, mely során a tektonikailag legalsóbb helyzetű Penninikumról laposszögű normál vetők mentén lecsúsztak a fiatalabb Ausztroalpi takarók. Ezek fölötti szerkezeti helyzetben találjuk a Dunántúli-középhegységet, amit újabban az Ausztroalpi-takarórendszer legfelső, nem metamorf tagjaként azonosítottak (TARI & HORVÁTH, 2010). Bebizonyították azt is, hogy nem létezik olyan mély törés, ami a középhegységi egységet kettéválasztja az Ausztroalpi egységektől. Ezáltal a Rába-vonal nem jelenthet határt a két nagytektonikai-egység között (TARI & HORVÁTH, 2010).