s-rx

550.5

FO

124:3 1994

Földtani Közlöny

A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata
Bulletin of the Hungárián Geological Society

Vol. 124. No. 3.

Budapest, 1994

Földtani Közlöny

A Magyarhoni Földtani Társulat folyóirata
Bulletin of the Hungárián Geologicaí Society

Vol. 124. No. 3. 1994

Budapest

ISSN 0015-542X

Támogatók - Sponsors

Magyar Olaj- és Gázipari Rt. , Budapest
Supported by the Hungárián Oil and Gas Co. , Budapest

Kőolajkutató Rt., Szolnok
Drilling Contractor and Service Company Szolnok

Rotary Fúrási Rt., Nagykanizsa
Rotary Drilling Co. Ltd.. Nagykanizsa

Prímagáz-Hungária Rt., Budapest

Prímagáz Hungária Industrial Commercial Company Ltd. , Budapest

Felelős szerkesztő és kiadó
Responsible editor and publisher-in~charge

Kecskeméti Tibor
Elnök — President

Szerkesztő — Editor

KÁZMÉr Miklós

Szerkesztő bizottság — Editorial board

Dudich Endre, Greschik Gyula, Horváth Ferenc, Kaszap András,

Szederkényi Tibor, Vörös Attila

Kéijük, a kéziratokat az alábbi címre küldjék
Please, send manuscripts to

Magyarhoni Földtani Társulat, 1027 Budapest, Fő u. 68.

Földtani Közlöny is abstracted and indexed in GeoRef (Washington), Pascal Folio
(Orleans), Zentralblatt für Geologie und Palaontologie (Stuttgart), Referativny Zhurnal
(Moscow) and Geológiai és Geofizikai Szakirodalmi Tájékoztató (Budapest).

Útmutató a Földtani Közlöny szerzői számára

A Földtani Közlöny csak eredeti, új tudományos eredményeket tartalmazó (máshol még meg nem jelent)
közleményeket fogad el. Előzetes megbeszélés alapján összefoglaló jellegű cikkek is beküldhetők.

A következő műfajokban várunk kéziratokat: értekezések, rövid közlemények, vitairat (a vitatott cikk
megjelenésétől számított hat hónapon belül küldhető be; a szerző lehetőséget kap, hogy válaszát a vitacikkel
együtt jelentesse meg), hosszabb tanulmányok (szükséges a szerkesztőbizottsággal való előzetes egyeztetés),
könyvkritika.

A folyóirat nyelve a magyar és az angol. A kézirat csak magyar nyelven is beküldhető. Az elfogadott
kézirat angol változatának elkészítése a szerző feladata. Ennek teijedelméiől a lektorok véleménye alapján a
szerkesztőbizottság dönt.

(Folytatás a borító 3. oldalán)

Földtani Közlöny 124/3, 307—324 (1994) Budapest

Assessíng relatíve ímportance of compactíonal processes
ín the Neogene sandstones of the Pannonian Basín

A kompakciós folyamatok jelentősége hazai neogén homokköveinkben

János Mátyás'

(7 ábrával)

Abstract

Quantitative thin-section analysesof samples from depth-range between 1.5 and 3.5 km reveal
that compaction accounts fór <50% of totál porosity loss in the studied sandstones. In generál,
totál compactional porosity loss increases with increasing burial. This phenomenon can be
demonst-rated by the relationship between intergranular volume (IGV) and burial depth:

IGV = -2.68úf + 37.97

Petrographic evidence shows that compaction includes several processes, such as grain
rearrangement by grain rotation, pressure solution and mica bending. Relative importance of the
above processes as function of burial depth can be expressed as follows:

— porosity loss from pressure solution (PSPL)

PSPL = 2.6Sd- 1.34

— and from grain rearrangement (GRPL)

GRPL = 2.09d + 7.26

where d stands fór depth in km. It appears that porosity loss from bending micas is nearly
complete at 1.5 km depth, therefore it was considered as constant in the calculations. The above
equations can provide a rough estimate of porosity loss by different compactional processes in
other sedimentary basins with detrital composition and burial history similar to that of the
Pannonian basin.

Key words: sandstone, compaction, Neogene, Pannonian Basin

'Geological Institute, University of Beme, Baltzerstrasse 1, CH-3012 Bem

308

Földtani Közlöny XlAI'i

Összefoglalás

A kompakció, vagyis az üledékes kőzetekben a növekvő rétegterhelés következtében lejátszó¬
dó folyamatok összessége jelentős szerepet játszik a porozitás csökkenésében. Vékonycsiszolati
adatok alapján a kompakciós porozitásveszteség a teljes porozitásveszteség több mint 50 százalé¬
káért felelős. A kompakció hatása a mélységgel nő, mint ahogyan azt a teljes szemcseközi tér
mélységgel való csökkenése mutatja.

A kompakeós porozitásveszteség több részfolyamatra vezethető vissza. E folyamatok a szem¬
csék geometriai elrendezésének változása, a nyomásoldódás, valamint a mechanikailag instabil
szemcsék deformációja. Úgy tűnik, hogy ez utóbbi folyamat a vizsgált mélységtartományban (1,5
és 3,5 km között) már elérte a maximumot, míg az előző kettő esetén a mélységgel való lineáris
vagy ahhoz közeli kapcsolat mutatható ki.

Introduction

Reduction of pore-space with increasing burial is a generál phenomenon in
sandstones, although its relationship to depth appears to vary significantly between or
even within individual sedimentary basins. The two main components of this pore-space
reduction are the compactional and cementational porosity losses. Cementational
porosity loss includes precipitation of authigenic minerals, and it is ultimately controlled
by the chemistry of the host-rock/porewater system which can show distinct variations
within the same basin, depending on fluid flow, temperature, etc. In contrast,
compactional porosity loss is the mechanical response of sediments to the increasing
effective stress due to burial, and therefore it is primarily govemed by subsidence and
the detrital composition and texture of the sediments. If we can dérivé a generál trend
fór compactional porosity loss fór a basin where these parameters are known, this trend
will probably be applicable fór other basins in similar geodynamic environments and
with comparable detrital petrographies. The aims of this study are (1) to evaluate
relative importance of the main compactional processes in the Pannonian Basin, and (2)
to propose an empirical model, based on the obtained data, which can predict
compactional porosity loss in rapidly subsiding Tertiary sedimentary basins fór well
sorted litharenites containing moderate amounts of detrital mica, bút nőt other kinds of
mechanically highly instable grains.

The Pannonian Basin — overview

The Pannonian Basin (PB) is a young sedimentary basin surrounded by the Eastem
Alps, Carpathians and Dinarides (Fig. 1). It includes several subbasins of variable size
and slightly different burial and thermal history. The subsidence history in the Central
depression (Great Hungárián Piain — the major interest of this study) can be divided
intő two distinct periods (Horváth et al., 1988). In the middle Miocéné subsidence was
restricted to areas of active extensional tectonics connected by major transform faults
(Tari et al., 1992). The extension in the basinal areas was nearly coeval to compression

mátyás J.: Sandstone compaction in the Pannonian Basin

309

in the Outer Carpathian Flysch Nappes. Responding to this crustal thinning, a relaxation
period associated with thermal subsidence occurred in the latest Miocéné. The rapid
thermal subsidence was compensated by an extremely high rate of sediment influx: in
the deepest depressions the present-day thickness of the basin-filling sediments is well
over 7 km.

Fig. 1. Schematic map illustrating the location of study area within the Alp-Carpathian system.

1. ábra. A vizsgált terület helye (téglalap).

Sandstone composition and texture

The sandstones investigated are immature and classify mostly as lithic subarkose and
feldspathic litharenite in McBride’s triangular plot. The dominant detrítal mineral is
monocrystalline quartz which frequently shows undulose extinction. The mainly bluish
and violet luminescence colors of the quartz grains indicate a plutonic and partly
metamorphic origin (Matter & Ramseyer, 1985). Polycrystalline quartz is alsó
present, bút it is volumetrically insignificant. The detrítal feldspar content is varíable,
bút generally less than 10 %. Plagioclase is the most abundant feldspar, K-feldspar was
hardly observed. The rock fragment spectrum is dominated by plutonic and
metamorphic grains (gránité, gneiss) and detrítal dolomité. With the exception of
dolomité grains, sedimentary and volcanic rock fragments are insignificant. Micas

310

Földtani Közlöny 124/1

(muscovite and chloritized biotite) are common constituents in most samples, their
abundance ranges 2-10 % as shown by point counting.

Grain size and sorting was estimated fór each sample by using visual comparator
charts of Beard and Weyl (1973) under a petrographic microscope. Most of the
studied samples were upper fme grained, well to very well sorted sandstones. Both
parameters are surprisingly uniform over the depth rangé we studied. These estimates
are consistent with results of quantitative determination of textúrái parameters obtained
from measuring the maximum diameters of 100 rigid grains per sample under a
petrographic microscope.

Relatíve importance of compactíon and cementation

Compactional and cementational porosity losses can be estimated by means of a
modified Houseknecht plot (Houseknecht, 1987; Lundegard, 1992). The hasis of
this plot is that the compactional porosity loss can be calculated as the difference
between initial porosity at the S/W interface and the intergranular volume (IGV). If the
totál amounts of intergranular cement is known from thin section modal analysis, the
porosity losses with respect to the initial búik sediment volume can be obtained. Note
that such calculations need to include a correction fór búik sediment-volume reduction
as discussed by LUNDEGARD (1992). Fig. 2 shows the compactional and cementational
porosity losses fór 115 samples from different locations in the Pannonian Basin. The
figure reveales that Neogene sandstones of the Pannonian Basin have lost 20-30 % of
the initial volume (and therefore 50-75 % of the initial porosity) by compaction.

Most of the samples shown in Fig. 2 are from the depth rangé of 2. 1-2.5 km, with
extremes of 1.5 and 3.5 km. Note that the samples plotting to the 0-15 % rangé of
compactional loss are nőt those representing the shalíowest burial, bút rather those
pervasively cemented by early calcite. This cement has apparently supported the grain
framework, and prohibited further compaction.

Compactional processes — quantitative approach

In the following section elements of compaction will be quantified fór the studied
sandstones. The quantification includes estimates fór the totál compactional porosity loss
and fór the individual compactional processes such as pressure solution, deformation of
micas and rearrangement of rigid framework grains. It does nőt take intő account the
effect of ductile grain deformation, as such constituents occur only in traces in the
studied sandstones. Note that estimates fór porosity losses from mica bending and
pressure solution involve theoretical models developed fór perfectly sorted spherical
grains, and applicability of such models to reál sands may be challenged. Being aware
of these substantial uncertainties, we can only claim that somé of the equations represent
our best understanding to date, and they may involve significant error. We believe,
however, that the trends they predict are valid, even if the values are nőt absolutely
correct.

MÁTYÁS J.: Sandstone compaction in the Pannonian Basin

311

Cementational porosity loss
(% of original volume)

Fig. 2. Diagram showing the cementational and compactional porosity loss fór Neogene sand-
stones of the Pannonian Basin.

2. ábra. A Pannon-medence neogén homokköveinek cementációs és kompakciós porozitás-
vesztesége.

Totál compactional porosity loss

The relationship between intergranular volume and burial depth in the Pannonian
Basin was calculated fór all samples as well as fór a selected sample set with nearly
identical grain size and sorting, less than 15 % cement and no framework grain
dissolution. The results are shown in Fig. 3. Note that at same depth the equation
obtained from the full data-set predicts slightly higher IGV than that obtained írom
selected samples. This effect can most likely be attributed to the abundant carbonate
cements which are present in the deepest samples. Petrographic evidence shows that
these cements precipitated at shallower depth, and their amounts were apparently enough
to support the detrital framework, and to lower the impact of further compaction.

A rough estimate can be derived fór compactional porosity loss in the Pannonian
Basin by correcting the equation obtained from the selected samples fór the effect of
búik volume reduction, assuming an average initial porosity (40 %). After this
correction, the relationship between net compactional porosity loss (CPL) and depth can
be given as:

312

Földtani Közlöny 124/3

CPL = 12.16í/°“"^

where d stands fór depth of burial in km.

All samples

IGV

All samples:

IGV = -2.89d+29.9
(R = 0.24)

Selected samples

IGV

Selected samples:
(5-15% cement;
<1.5% FWG diss.)

IGV = -6.28d+37.98
(R = 0.82)

Fig. 3. Relationship between burial depth and intergranular volume fór different sample-sets.
4. ábra. A betemetődési mélység és a szemcseközti tér viszonya különféle mintacsoportokban.

mátyás J.: Sandstone compaction in the Pannonian Basin

313

Porosity loss from mica bending

Micas are traditionally considered as ductile grains, and porosity loss from their
deformation is estimated from the model proposed by RlTTENHOUSE (1971). Our
experience in the Pannonian Basin suggests, however, that <10% of the totál mica
content shows any evidence of ductile deformation in the traditional sense. Most of the
micas were bending during burial, bút the thickness of the mica platelets apparently
remained constant. Therefore, a model which permits to estimate more accurately the
porosity loss by compaction of micaceous sandstones is required (MÁTYÁS, 1994a).

Principles

The model we used assumes perfectly sorted spheres arranged in horizontal layers
which are separated vertically by sheet-like particles. The principle of the model is that
before compaction these sheet-like particles do nőt allow the spheres to reach the
optimál arrangement, even if the internál geometry and horizontal overlapping of the
layers would exactly correspond to the theoretical packing geometries (MiTRA &
Beard, 1980). During burial the particles can bend, allowing the spheres to approach
the ideál arrangement, bút perfection cannot be achieved because of the constant
thickness of the sheet-like particles (MÁTYÁS, 1994a). An important consequence of this
model is that porosity loss from bending micas is dependent on the ratio between
average grain radius (r) and thickness of mica plates (t).

Note that the model can only predict the maximum porosity loss by this process, it
does nőt allow to predict intermediate stages. Since there is no petrographic method
available which could allow to measure the porosity loss purely from bending of mica
plates, application of this model is limited to the depth rangé where the bending of
micas is nearly complete.

Predictions fór the Pannonian Basin

Petrographic data show that the r:t ratio in the studied sandstones is approximately
2:1. The model predictions fór this paraméter are shown in Fig. 4. Typical rangé of
mica abundance (2-10 %) and the rangé of porosity loss from bending of micas
(BMPL) predicted by the model (0-9 %) is indicated by the shaded area. Since the
actual packing geometry cannot be determined, the maximum possible values were used
in the following calculations. Fór the depth rangé considered, the porosity loss from
mica bending was taken as constant. This assumption can be justified by petrographic
evidence showing that the geometry of mica/detrital grain contacts is comparable over
the sampled depth rangé, including the shallowest samples from 1.5 km of burial depth.

Pressure solution

Porosity loss from pressure solution can be estimated by using the theoretical model
of Mitra & Beard (1980). In order to use this model to obtain porosity loss from

314

Földtani Közlöny 124/3

point-counted parameters, the equations of MiTRA &. Beard were recast assuming that
the totál volume of the spheres in the model corresponds to the amount of point-counted
grain volume and the volume of dissolved segments of the spheres corresponds to the
point-counted overlap. The fmal porosity expressed from point-counting derived
parameters is

f yj .

(J)/ = 1 - i- = 1 -

Vj +

and therefore

_1)

where <í>® stands fór initial porosity,

^ fór fmal porosity,

V^for final volume of spheres,
l^for fmal volume of polyhedrons,

TT fór the ratio between point-counted overlap and detrital grains, and
e fór the vertical shortening.

The relationship between fmal porosity and shortening was taken from Fig. 6b in
Mitra & Beard (1980). The porosity loss was calculated as difference between
original and final volume, and it is referred as percent of original volume.

Derivation of equation

Overlapping grain contacts as percent of detrital grains were determined fór selected
samples, and the the porosity loss corresponding to this overlap is calculated. The
results are given in Fig. 5. The relationship between depth and pressure solution
porosity loss (PSPL) as percent of initial volume is:

PSPL = 2.68í/- 1.34

where d stands fór depth of burial in km. The correlation coefficient is 0.82. Linear
curve fit was selected because this gave the best correlation among the common curve
fitting algorithms. We believe that fór rapidly subsiding Tertiary sandstones, where the
lithology is often fairly complicated, and the time was most certainly too short to reach
maximum extent of pressure solution porosity loss, such empirical equations can
describe more adequately the relationship to depth of burial than theoretical models.
Note that pressure solution in litharenites containing nearly 10 % dolomité rock
fragments, such as in Neogene sandstones of the PB, is nőt constrained only to
quartz/quartz contacts, bút it can alsó occur at quartz/dolomite, dolomite/dolomite,
quartz/feldspar, etc.

MÁTYÁS J.: Sandstone compaction in the Pannonian Basin

315

Fig. 4. Diagram showing the porosity loss from bending micas as predicted by the model fór a
rangé of mica abundances typical fór the Pannonian Basin.

5. ábra. Hajlott csillámok okozta porozitásveszteség előrejelzése a Pannon-medence jellegzetes
csillámgyakorisági tartományára.

Grain rearrangement

Porosity loss from changing the packing density through grain rearrangement cannot
be estimated separately, although the linear relationship between parameters like
“contact index (Cl)” or “Tight Packing Index (TPI)” and depth of burial indicate, that
this process generally occurs in sedimentary basins. If other compactional processes are
well known, however, it can be calculated indirectly, by substracting the estimated
porosity losses due to other processes from the totál porosity loss (WiLSON and
McBride, 1988). Note, that this calculation can only be performed, if the porosity
losses, including the totál porosity loss, are expressed as function of initíal volume of
sediment at the sediment/water interface.

Derivál ion of equat ion

Initíal porosity, CPL, BMPL and PSPL were estimated fór the selected samples, and
the porosity loss from grain rearrangement (GRPL) was calculated. The results are
shown in Fig. 5. The equation we obtained is:

GRPL = 2.09d + 7.26

316

Földtani Közlöny 124/3

where d stands fór depth of burial in km. The correlation coefficient is 0.36. Note that
fairly good linear correlation was obtained between depth and “Cl” (Contact Index) and
“TPI” (Tight Packing Index) fór the depth rangé of 1.5-3. 5 km observed in the
Pannonian Basin (Fig. 6). The “Contact Index” is, by defmition, the number of grain
contacts per grain, whereas the “Tight Packing Index” means the number of long and
sutured contacts. Since these number are significantly different fór each packing
geometry, they can be considered as a kind of measure fór progressing compaction by
grain rearrangement, although no simple relationship between Cl or TPI and GRPL can
be established.

1.5

1.5

i4

y

2.0-

\

2.0-

?

1 ♦

w

is

3

Si

D

T

1

■a 2.5-

\

® 2.5-

1

\

1

o

\

o

1

\

QJ

1

cu

\

Q

1

Q

\

1

3.0-

♦ \

3.0-

1 ♦

l

♦1

' ♦

i , 1 , , i , , j -

3.5

3.5

1 1 i 1 1

0 5 10 15

0 5 10 15 20 25

PSPL (% Vo)

GRPL (% Vo)

\

Fig. 5. Diagrams showing the porosity loss írom pressure solution and grain rearrangement fór
selected samples, referred as percent of initial volume.

5. ábra. A nyomásoldódás és a szemcseátrendeződés okozta porozitásveszteség néhány mintában,
az eredeti térfogat százalékában kifejezve.

Relatíve ímportance of compactional processes through burial

The equations obtained fór the individual components of compaction allow to predict
the contribution of different processes to the compactional porosity loss fór the studied

MÁTYÁS J . : Sandstone compaction in the Pannonian Basin

317

depth rangé. Porosity loss írom deformation of micas was estimated by taking the mean
abundance of 5 % over the whole depth rangé. The résül ts are summarised in Fig. 7.

Actual porosity values can alsó be derived from the model, bút in this case a
correction fór búik volume reduction must be made, and an estimate fór cementational
porosity loss has to be added.

Fig. 6, Contact index (Cl) and tight-packing index (TPI) as function of burial depth fór selected
samples in the Pannonian basin.

7. ábra. szemcseérintkezési index (Cl) és szoros érintkezési index (TPI) a betemetődési mélység
függvényében a Pannoan-medence néhány mintáján.

Applicability to other basins

— The model includes empirical formulas which may or may nőt be valid in other
geodynamic environments. Therefore, the model is limited to rapidly subsiding, first
cycle, Tertiary sedimentary basins with moderato to high geothermal gradient.

— The model does nőt consider the porosity loss from deformation of true ductile
grains. Therefore, it can only be applied if the mechanically instable constituents are
bending micas, mostly muscovites.

— Pressure solution and grain rearrangement porosity losses may depend on
lithology. This limits the applicability of the model to litharenites.

318

Földtani Közlöny 124/3

— The model assumes that the porosity loss from bending of micas is complete. This
means that at shallow buríal, the model overestimates the compactíonal porosity loss.
However, our experience in the Pannonian Basin suggests, that at 1500 m depth this
condition is fül füled as shown by petrographic data.

— Since initial porosity is controlled by grain size and sorting, the model is limited
to upper fine to lower médium grained, well to very well sorted sandstones.

Porosity loss (% Vo)

2

cu

na

2.5

a

u

D

CQ

3

3.5

Fig. 7. Diagram showing the contribution of different porosity reducing compactíonal processes
as fiinction of depth in the Pannonian Basin.

7. ábra. Különféle porozitáscsökkentő kompakciós folyamatok szerepe a mélység függvényében
a Pannon-medencében.

mátyás J.: Sandstone compaction in the Pannonian Basin

319

Conclusions

Empirical model based on petrographic dala írom the laté Miocéné Pannonian Basin
suggests that in Tertiary sedimentary basins elements of compactional porosity loss for
deeper burial (< 1500 m?) can be estimated as follows:

— Pressure solution porosity loss:

PSPL = 2.6%d- 1.34

— Grain rearrangement porosity loss:

GRPL = imd + 7.26

— Porosity loss from bending of micas: apparently constant below 1500 m depth of
burial if the lithology does nőt change significantly, bút extremely dependent on packing
geometry and the ratio between the mean grain size and the thickness of mica plates.

The above equations express the porosity loss as percent of volume at the SAV
interface. To obtain the actual values of IGV, correction for reduction of búik volume
must be made.

Acknowledgements

This study has been performed as part of the author’s PhD. project. The project was
supported by the Swiss National Science Foundation (project number: 20-30854.91).
Full technical support of MÓL Plc. is acknowledged. The author thanks Prof. Albert
Matter, Kari Ramseyer, Earle McBride and Paul Lundegard for the helpful
comments on the earlier drafts of the manuscript.

A kompakciós folyamatok jelentősége hazai neogén homokköveinkben

Mátyás János

Bevezetés

A pórustér csökkenése a növekvő mélységgel általánosnak tekinthető jelenség az
üledékes medencékben, noha a pontos összefüggés jelentős eltéréseket mutathat a
különböző medencék között. E porozitáscsökkenés két fő összetevője a cementáció és
a kompakció. A cementációs porozitásveszteség az antigén ásványok kiválására
vezethető vissza, s mint ilyen, mértéke nagyban függ a pórusvíz, valamint a kőzet
kémiai, illetve ásványos összetételétől. A kompakciós porozitásveszteség ezzel szemben

320

Földtani Közlöny 124/3

az üledékek válasza a növekvő rétegterhelésre, következésképpen mértéke elsősorban
e terhelés nagyságától, valamint az üledék (esetünkben homokkő) alkotóinak mechanikai
tulajdonságaitól függ. Ha tehát a kompakciós porozitásveszteség (valamint annak
összetevőinek) mélységfüggése egy medencére ismert, akkor ezen összefüggések nagy
valószínűséggel alkalmazhatók más, hasonló sűllyedéstörténettel és törmelékes
összetétellel rendelkező medencékre is. E tanulmány célja egy empirikus modell
felállítása a Pannon-medence neogén homokkövei alapján, mely alkalmas a kompakciós
porozitásveszteség becslésére molassz-típusú tercier üledékes medencékben.

A homokkövek törmelékes összetétele

A vizsgált homokkövek kivétel nélkül finomszemcsések, jól osztályozottak és
éretlenek. Legjellegzetesebb törmelékes összetevőik a kvarc (mono- és polikristályos),
földpát, dolomit, csillámok (muszkovit és biotit), kristályos kőzettörmelék (plutonit és
metamorfit). Előfordulhatnak még: apatit, glaukonit, opakásványok, üledékes
kőzettörmelék és agyagos alapanyag (mátrix). Megemlítendő, hogy a törmelékes
földpátok szinte kizárólag plagioklászok, alig néhány esetben észleltünk K-földpátot.

Kompakció és cementáció

Kvantitatív vékonycsiszolati adatok lehetővé teszik a kompakciós és cementációs
porozitásveszteség szétválasztását (Houseknecht, 1987; Lundegard, 1992). A számos
lehetséges repre2:entáció közül egyet mutat a 2. ábra. Mint látható, a vizsgált 115
homokkőmintában a kompakciós porozitásveszteség 18 és 30 % között változik a
dekompaktált térfogat százalékában. A cementáció mintegy 8-20 százaléknyi porozitás-
veszteségért felelős. Más szóval, a teljes porozitásveszteség több, mint fele a kompakció
számlájára írható a vizsgált homokkövekben.

Á kompakció elemei

Jelenlegi ismereteink szerint a pannon/pontusi homokkövekben három fő tényezővel
kell számolnunk. Ezek az alábbiak:

— nyomás-oldódás,

— mechanikailag instabil alkotók deformációja,

— valamint az alkotók geometriai elrendezésének változása.

E fenti három tényező közül az első kettőt közvetlenül becsülni tudjuk, szemben az
utolsóval, melyet csak a teljes kompakciós porozitásveszteség, valamint az első két
folyamat eredője különbségeként tudunk számszerűsíteni. A következőkben ezeket
tárgyaljuk.

Teljes kompakciós porozitásveszteség (KPV)

A teljes porozitásveszteséget legegyszerűbben a texturális adatokból becsült kezdeti
porozitás és a jelenlegi szemcseközi térfogat (RosENFELD, 1949; Houseknecht, 1987)

mátyás J.: Sandstone compaction in the Pannonian Basin

321

különbségeként kaphatjuk meg a szükséges korrekciók (Lundegard, 1992) elvégzése
után.

A jelenlegi szemcseközi térfogat mélységfüggését két adathalmazra a 3. ábra mutatja.
A két halmaz között a különbség , hogy amíg az első az összes mintát tartalmazza, addig
a második csak azokat, melyekben a cement részaránya 15 %-nál, a törmelékes alkotók
kioldódásából származó porozitás pedig 1,5 %-nál alacsonyabb. Ez utóbbi halmaz
esetében várható, hogy a cementáció következtében fellépő támasztóhatás nem, vagy
csak kismértékben érvényesül.

A kompakciós porozitásveszteségre (KPV) a 3. ábra adatai, valamint a becsült
kezdeti porozi tások segítségével kapott mélységfuggvény az alábbi;

KPV =

ahol d a mélység km-ben.

Mechanikailag instabil alkotók deformációja

Molassz-jellegű homokkövekben különösen gyakoriak azok a komponensek, melyek
alakváltozással reagálnak a rétegterhekésből adódó stresszre. Ezen alakváltozás
mibenléte alapján ezeket az alkotókat két csoportba lehet besorolni. Ezek az alábbiak:

— plasztikusan deformálódó szemcsék, például glaukonit, mállott bazalttörmelék,
üledékes kőzettörmelékek egyes típusai (RiTTENHOUSE, 1971),

— valamint hajló, de a deformáció során eredeti vastagságukat megtartó csillám¬
szemcsék.

Az előbbi csoportba tartozó komponensek a vizsgált homokkövekben alárendelt
szerepet játszanak. A második csoportba tartozó csillámok gyakorisága viszont akár
10 % is lehet. Ahhoz, hogy az ezek defomálódásából adódó porozitásveszteséget
becsülni lehessen, egy üj modellt kell bevezetni. A modell részleteit Id. Mátyás
(1994a,b). A Pannon-medencére vonatkozó paramétereket, valamint a becsült
porozitásveszteséget a 4. ábra mutatja. Mint az ábrán látható, a 2-9 % csillámtartalom
maximálisan 9 % porozitásveszteséget eredményezhet, amennyiben a az átlagos
szemcseátmérő valamint a csillámok vastagsága közötti arány 1:4.

Nyomásoldódásból adódó porozitásveszteség

A nyomásoldódásból eredő porozitásveszteség becslésére a legkézenfekvőbb
lehetőség a Mftra és Beard (1980)-féle modell adaptációja kvantitatív vékonycsiszolati
adatokra (MÁTYÁS, 1994b). E modell alapján a konkavo-konvex szemcseérintkezésekből
számított porozitásveszteség a vizsgált mélységtartományra az alábbi egyenlettel
fejezhető ki;

NyOPV = 2,68J- 1,34

ahol d a mélység km-ben (R = 3D 0,82). A függvény linearitását persze aligha lehet
elméletileg megindokolni: egyszerűen ez adta a legkielégítöbb eredményt. Ennél többet
azonban egy litológiailag ennyire összetett homokkő esetén nemigen lehet elvárni.
Megjegyzésre méltó a komplex litológiaegy másik következménye is: nyomásoldódásos

322

Földtani Közlöny 124/3

érintkezések nem csak kvarc/kvarc, hanem kvarc/földpát, kvarc/dolomit, stb.
viszonylatában is előfordulhatnak. Az 5. ábra bal oldali diagramja a NyOPV változását
mutatja a mélység függvényében.

Az szemcsék geometriai elrendezésének változásából adódó porozitásveszteség

A fenti kompakciós folyamat kétségkívül fontos szerepet játszik a homokkövek
pórusterének redukcójában, mint ahogyan azt az úgynevezett szemcseérintkezési index
(Szél) és szoros érintkezési index (SzOéI) mélységgel történő lineáris(?) növekedése
mutatja (6. ábra). A Szél nem más, mint a mereven viselkedő szemcsékkel történő
érintkezések száma egy adott szemcsére vonatkozóan, míg a SzOéI (TPI) azt mutatja,
hogy ezek közül mennyi a nem pontszerű érintkezés. Növekedésük azt jelzi, hogy a
homokkövekben változik a szemcsék egymáshoz viszonyított elrendezése.

Mindazonáltal, jelenlegi ismereteink szerint a Szél változásához nem rendelhető
hozzá egy porozitásveszteség-fuggvény: a legtöbb, amit tehetünk, hogy a teljes
porozitásveszteséget, valamint a nyomásoldódásból adódó porozitásveszteséget ismerve,
valamint feltételezve, hogy a csillámok deformációjából adódó veszteség már maximális
(ami a vizsgált, 1,5 és 3,5 km közötti tartományra valószínűsíthető), a szemcsék
geometriai elrendezésének változásából adódó porozitásvesteséget indirekt módon
becsülhetjük. E módszert követve a Pannon-medencére az alábbi függvény adódott:

GVPV = 2,09í/ + 7,76

ahol d a mélység km-ben. A GVPV változását a mélységgel az 5. ábra jobb oldali
diagramja mutatja.

A kompakcíós folyamatok fontossága a mélység függvényében

A fentiekben bevezetett függvények segítségével az egyes részfolyamatok hozzájárulása
a teljes kompakciós porozitásveszteséghez már könnyen demonstrálható. E rekonstrukció
eredményét a 7. ábra mutatja. Ezen ábrából kiderül, hogy a Pannon-medence vizsgált
részén a kompakciós porozitásveszteség túlnyomórészt a geometriai elrendezés
változásából adódó porozitásveszteség a döntő.

Más medencékre való alkalmazhatóság

— A fenti összefüggések nem feltétlenül igazak idős medencékre, ahol a kompakciós
folyamatok végbemeneteléhez rendelkezésre álló idő nagyságrenddel hosszabb.

— A vizsgált homokkövek nem, vagy alig tartalmaznak plasztikusan deformálódó
szemcséket. Ezek jelenléte a medencében a fenti összefüggések alkalmazhatóságát
megkérdőjelezi.

A nyomás-oldódás mértéke kőzetfüggő, tehát a megadott kapcsolat a mélység és a
NyOPV között feltehetőleg csak éretlen homokkövekre igaz.

mátyás J.: Sandstone compaction in the Pannonian Basin

323

— A modell feltételezi, hogy a csillámok deformációja már végbement a vizsgált
mélységtartományban. Ha ez a feltétel nem teljesül, akkor a modell túlbecsüli a
kompakciós porozitásveszteséget.

— A modell csak finomszemcsés, jól osztályozott homokkövekre érvényes.

Következtetések

A Pannon-medence neogén homokköveinek kvantitativ vizsgálata alapján tercier
üledékes medencékben (melyek lehordási területének litológiája összemérhető a Pannon¬
medencéével) a főbb kompakciós folyamatok mélységfüggése az alábbi egyenletekkel
fejezhő ki:

— Nyomás oldódásból adódó porozitásveszteség:

NyOPV = 2,68í/- 1,34

— A szemcsék elrendeződésének változásából adódó porozitásveszteség:

GVPV = 2,09d + 7,26

A vizsgált mélységtartományban (1,5 és 3,5 km között) a csillámok deformációjából
adódó porozitásveszteség konstansnak tekinthető a petrográfiai észlelések alapján.

A cementációs és kompakciós porozitásveszteség megfelelő korrekciók utáni
összehasonlítása azt sugallja, hogy a Pannon-medencéhez hasonló süllyedéstörténettel
és litológiával jellemezhető medencékben a fő porozitáscsökkentő tényező a kompakció.

Köszönetnyilvánítás

Jelen tanulmány a szerző doktori értekezésének részeként készült. A projectet a
Svájci Nemzeti Tudományos Alap (SNSF) támogatta (project száma: 20-30854.91).
Köszönet illeti a MÓL Rt.-t a technikai támogatásért. A szerző nagyra értékeli Prof.
Albert Matter, PD Kari Ramseyer, Earle McBride and Paul Lundegard segítő
észrevételeit.

References — Irodalom

Beard, D. C. & Weyl, P. K. (1973): Influence of texture on porosity and permeability of
unconsolidated sand. - American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 57, 349-369.

Horváth, F., DÖvéNYI, P., Szalay, A. & Royden, L. H. (1988): Subsidence, thermal and
maturation history of the Great Hungárián Piain. In: ROYDEN, L. & Horváth, F. (eds.): The
Pannonian Basin: A Study in Basin Evolution. - American Association of Petroleum
Geologists Memoirs 45, Tulsa, 355-372.

Houseknecht, D. W. (1987): Assessing relative importance of compaction processes and
cementation to reduction of porosity in sandstones. - American Association of Petroleum
Geologists Bulletin, 71, 633-642.

324

Földtani Közlöny 124/3

Lundegard, P. D. (1992); Sandstone porosity loss - a “big picture” view of the importance of
compaction. - Journal of Sedimentary Petrology, 62, 250-260.

Matter, a. & Ramseyer, K. (1985): Cathodoluminescence microscopy as a tool fór
provenance studies of sandstones. In: Zuffa, G. G, (ed.): Provenanceof Arenites: NATO
Advanced Studies Institute, Series C: Mathematical and Physical Sciences. D. Reidel
Publishing Company, Dordrecht, 191-211.

Mátyás, J. (1994a): Effect of detrital micas on compaction of proximal sediments. - Terra Nova
(in preparation)

Mátyás, J. (1994b): Diagenesis and porosity evolution of Neogene reservoir sandstones in the
Pannonian Basin (SE Hungary). PhD Thesis, Universitat Bem, 196 p.

Mitra, S. & Beard, W.C. (1980): Theoretical models of porosity reductionby pressure solution
fór well-sorted sandstones. - Journal of Sedimentary Petrology, 50, 1347-1360.

Rittenhouse, G. (1971): Mechanical compaction of sands containing different p)ercentages of
ductile grains: a theoretical approach. - American Association of Petroleum Geologists
Bulletin, 55, 92-96.

Rosenfeld, M. a. (1949): Somé aspects of porosity and cementation. - Production Monthly,
13, 39-42.

Tari, G., Horváth, F. & Rumpler, J. (1992): Styles of extension in the Pannonian Basin. -
Tectonophysics, 208, 203-219.

WlLSON, J. C. & McBride, E. F. (1988): Compaction and porosity evolution of Pliocene
sandstones, Ventura Basin, Califomia. - American Association of Petroleum Geologists
Bulletin, 72, 664-681.

Földtani Közlöny 124/3, 325 — 339 (1994) Budapest

Application of clay mineral thermal indicators
as calibration tools fór thermal modeling
of sedimentary basins

Az agyagásványok jelentősége
üledékes medencék hőtörténetének
rekonstruálásában

János Mátyás’

(8 ábrával)

Abstract

Several temperature-dependent clay mineral reactions are discussed in order to evaluate their
potential use as calibration tools to thermal models. From this comparison it appears, that with
the exception of smectite-to-illite conversion, to date no clay mineral reaction can match the
predictive power of the routinely used vitrinite reflectance. In contrast to vitrinite maturation, the
time is an important factor in the diagenesis of I/S. This difference in reaction kinetics suggests
that in certain situations expandability of I/S may provide additional information to the
reconstruction of thermal history in sedimentary basins.

Calculations of vitrinite reflectance and expandability fór 12 theoretical subsidence and
thermal histories confirm that unlike vitrinite reflectance, expandability of I/S is distinctive fór
increased subsidence rate during laté stage of burial both in generally slovvly and rapidly
subsiding basins.

Összefoglalás

Jelen cikk az ismert hőmérsékletfüggó agyagásvány-reakciók hőtörténeti rekonstrukcióra való
potenciális alkalmazását vizsgálja. Úgy tűnik, hogy a négy áttekintett reakcióból egyedül az
illit/szmektit kevert agyagásvány diagenezise az, aminek pontossága és alkalmazhatósága
hozzámérheto a rutinszerűen használt vitrinit reflexióéhoz. A vitrinit maturáció, valamint az
illit/szmektit diagenezis reakciókinetikája közötti eltérések azt sugallják, hogy bizonyos
körülmények között az I/S expandabilitás ismerete a süllyedés- és hőtörténet pontosabb
rekonstruálását teszi lehetővé. A 12 elméleti süllyedéstörténetre végzett modellszámítások azt

’Geologisches Institut, Universitat Bem, Baltzerstrasse 1, CH-3012 Bem, Switzerland

326

Földtani Közlöny 124/3

mutatják, hogy - ellentétben a vitrinitreflexióval - az I/S expandabilitás jól alkalmazható a
medencefejlődés kései szakaszában előforduló gyors süllyedés felismerésére.

Key words: clay minerals, illite/smectite, reaction kinetics, thermal modeling

Introduction

This short paper discusses the possible applications of clay mineral thermal
indicators as calibration tools fór thermal modeling of sedimentary basins. Particular
attention was given to comparison of the most commonly used thermal indicator, the
vitrinite reflectance. The approach we chose fór this evaluation was to calculate vitrinite
reflectance and clay mineral response fór 12 simple, theoretical thermal histories, based
on selected kinetic models.

Clay minerals as thermal indicators

There are several temperature-dependent Chemical and/or crystallographical
transformations observed in clay minerals. In this section four of the most important
ones are discussed, with special attention to their applicability as calibration tool.

l/s diagenesis

Since Perry & Hower (1970) showed first that expandability of mixed-layer
illite/smectite decreases with increasing burial in Gulf Coast sediments, such trends have
been reported from a number of other basins (Srodon & Eberl, 1984 fór summary).
Comparing these trends fór sedimentary basins with distinctly different thermal
histories, it emerged that transformation of smectite to illite is probably kinetically
controlled, or in other words, dependent on time and temperature (Perry & Hower,
1970; Ramseyer & Boles, 1986; Surdam et al., 1989; Hillier & Clayton, 1989;
Hillier et al., 1994; Velde & Vasseur, 1992). A significant effort was made in the
last decade to estimate the kinetic parameters of this reaction using different approaches
(Dutta, 1986; Pytte & Reynolds, 1989; Surdam et al., 1989; Velde & Vasseur,
1992; Hillier et al., 1994). The results are listed in Table 1. Note that the values given
in Table 1 are determined purely on an empirical basis, assuming an Arrhenius-type
relationship between time, temperature and reaction rate, and by searching fór the input
parameters giving the best fit to the measured expandabilities. It is important to
emphasize that kinetic parameters obtained in this way are equally as good as the
thermal models used fór the calculations. Therefore, preference should be given to those
values which are based on simple and well constrained thermal histories, such as those
presented by Hillier et al. (1994), which we used these values fór the present study.

mátyás J . : Clay minerals as thermal indicators

327

Kaolinite/di ckite transition

Occurrence of dickite was reported in many cases as an indicator of high
temperature such as due to hydrothermal activity, igneous intrusions (SCHROEDER &
Hayes, 1968; Bayliss et al., 1965). The fact that dickite was observed in a number
of sedimentary basins with no apparent indication of anomalous temperature suggests
that diagenetic temperatures may be high enough fór the kaolinite to dickite transition
to take piacé, and this reaction can be considered as a common diagenetic feature in
sedimentary basins (Kossovskaya & Shutov, 1963; Smithson, 1954; Ferraro &
Kübler, 1964; Cassan & Lugas, 1966; Dunoyer de Segonzac, 1970). Recent
compilation of reported data by Ehrenberg et al. (1993) suggests » 120 °C as
transition-temperature, and dissolution-precipitation as reaction mechanism. The fairly
good agreement between the transition temperature in a variety of sedimentary basins
indicates that this reaction is thermodynamically, rather than kinetically controlled: as
soon as pT-conditions reach the stability field of dickite, the reaction takes piacé. This
behaviour makes the kaolinite-dickite transition a useful geothermometer (Ehrenberg
et al., 1993). On the other hand, the apparent lack of kinetic control means that the
reaction is only temperature-dependent, and therefore less attractive as calibration tool
fór the whole burial sequence.

Kaolinite to chlorite transition

An inverse relationship between kaolinite and chlorite abundances was reported from
several sedimentary basins (BOLES & Franks, 1979; MuFFLER & White, 1969;
Weaver & Beck, 1971; Hutcheon, 1990; Hillier, 1993). Although most of the
studies generally agree that occurrence of this reaction indicates >100 °C burial
temperature, to date no published data are available about the kinetics of this transition.
We have to conclude that the kaolinite-to-chlorite transition, although it might have
limited application in special cases, is apparently nőt suitable fór calibrating thermal
histories in sedimentary basins.

Composition of diagenetic chlorites

Composition of diagenetic chlorites was suggested as geothermometer by
Cathelineau & Nieva (1985) and Cathelineau (1988). Alsó, distinct difference was
foünd between low-temperature and metamorphic chorites (CURTIS et al., 1984, 1985).
Detailed studies show that there is relationship between chemistry of chlorite and max
imum burial temperature (HiLLiER & Velde, 1991; Jahren 8l Aagard, 1989; Velde
& Medhioub, 1988), bút alsó emphasize the importance of formation water chemistry
and bulk-rock composition. This latter fact challenges the applicability of chlorite
composition as calibration tool to thermal modeling.

Of the above four possibilities, the smectite-to-illite transformation emerges as
having the highest potential as a calibration tool. The other reactions are either nőt well
known in terms of their sensibility to unconstrained initial and boundary conditions

328

Földtani Közlöny 124/3

(such as the chlorite chemistry or kaolinite-chlorite transition), or do nőt provide
information about the whole burial history (such as the kaolini te-dicki te transition).
Therefore, we will focus only on the I/S diagenesis in the rest of this study.

Vitrinite reflectance vs. expandabílíty

In this section we will discuss a few practical consequences which arise from the
fundamental differences in kinetics of vitrinite maturation and smectite-to-illite
conversion.

General formulát ion of the inverse problem

Mathematically, calibration of a thermal model means solution of an in verse problem
by trial and error. In sedimentary basins, if the sedimen tation, subsidence and
compaction histories are known, depth and time fór a given point in the column can
express ed by the following functions:

Z=C(t;Zi) and Xi=t(Zi),

where Z; is the present depth (Lerche, 1990). Assuming that p(z,t) is known fór the
hasin, a thermal indicator TI(z) can be related to the temperature history by the
following equation:

i

present

TI(z)=

F(T[^(t;z|)),t], p^(t;zi)),t]) di

If several thermal indicators are measured, Tlj(Zi), j = 1..., that is a function can
be written fór each TI. Solution of the inverse problem means calculation of T(z,t)
function from the measured data-sets of TI’s and from the Fj, j = 1...N known
equations.

Differences between kinetics of vitrinite maturation

and I/S diagenesis

The smectite-to-illite transition appears to obey an Arrhenius-type relationship
between reaction rate and temperature and time. In mathematical terms it means that the
inverse problem can be solved. More importantly, the temperature- and time-
dependence of reaction rates means that applicability of expandability of I/S as
calibration tool fór thermal models is justified.

Fór vitrinite maturation, the situation is rather different. Experimental results appear
to suggest that the logarithm of vitrinite reflectance correlates with the maximum

mátyás J.: Clay minerals as thermal indicators

329

temperature of exposure (Price, 1983; QuiGLEY et al., 1987). Among the several
models proposed to establish the relationship between vitrinite reflectance and time and
temperature, thoses suggested by Burnham & SWEENEY (1989) and SWEENEY &
Burnham (1990) are the most consistent with the experimental data. These models
propose that vitrinite maturation is caused by reactions having a very wide rangé in
reactivity, and at given temperature somé reactions have gone to completion and somé
have been barely begun, so the dependence on beating time is weak. An important
consequence of the above conclusion is that as long as there is no significant difference
between depth vs. maximum-temperature function fór the different scenarios of a
thermal model, the calibration based solely on vitrinite reflectance may be erroneous.

Modeled thermal histories

Althogether 12 simple thermal models were evaluated in this study. The input
parameters are given in Table 2.

Timing

The models have been compiled to represent a variety of possible extreme scenarios,
in order to enlarge and visualize the effects of different reaction kinetics of the thermal
indicators. Each model consists of 12 layers, representing equal time slices. In models
1-6 the time-slices represent 10 Ma, so the totál elapsed time ranges from 120 Ma to
present. In models 7-12 the time slices are 1 Ma, representing 12 Ma.

Subsidence rates

In models 1-3 and 7-9 the subsidence rate varies through time. In models 1 and 7,
rapid (1 km/ 10 Ma and 1 km/Ma, respectively) subsidence during the first 4 time slices
(40 and 4 Ma) is followed by relatively lower subsidence rates (250 m/10 Ma and
250m/Ma). In Models 2 and 8, rapid subsidence was assumed to have occurred from
40 to 80 Ma and from 4 to 8 Ma, respectively, whereas in models 3 and 9 laté rapid
subsidence was modelled. In models 4-6 and 10-12, uniform rates of 500 m/IO Ma and
500m/Ma , respectively, were assumed. Fór simplification, the models do nőt include
compaction.

Geothermal gradients

In models 1-3 and 7-9 auniform gradient of 30 °C/km was assumed. In Models 4
and 10, the gradient in the first 4 time-slices is higher (50 °C/km ). In Models 5 and
1 1 the high gradient occurred in the middle four, whereas in Models 6 and 12 in the last
four time slices. No heat transport was assumed in the models.

The purpose of this systematic approach was to isolate the effects of varying
subsidence rate and geothermal gradient on the two thermal indicators. We are well

330

Földtani Közlöny 124/3

aware of the fact that such extreme scenarios may nőt exist in natúré. We felt, however,
that these analytical cases may help to visualize the differences due to the different
behaviours of I/S and vitrinite in sedimentary basins.

Results and díscussion

Calculation of expandabilit les and vitrinite reflectances

Fór the 12 thermal models presented in Section 4, the depth function of thermal
indicators are calculated by using the computer program of Velde & Vasseur (1992).
The results are shown in Figs. 1-8.

Models 1-3

Models 1-3 demonstrate the effect of changing subsidence rate in a slowly subsiding
basin. As shown by Fig. 2, vitrinite reflectance does nőt help to de termine when the
rapid subsidence occurred: all three models give nearly identical results. In contrast to
vitrinite reflectance, the modelled clay expandability can distinguish laté rapid
subsidence (Fig. 1). Early and intermediate rapid subsidence rates, however, cannot be
resolved.

Models 4-6

Models 4-6 demonstrate the effect changing geothermal gradient in slowly subsiding
basins. Figs. 3 and 4 show that an increased laté geothermal gradient results in a
significant shift towards higher vitrinite reflectances and lower expandabilities.
However, high gradient occurring during early or middle stages of subsidence may nőt
be resolved either by vitrinite reflectance or by expandability.

Models 7-9

Models 7-9 demonstrate the effect of changing subsidence rate in rapidly subsiding
basins. Similarly to Models 1-3, vitrinite reflectance cannot distinguish between early,
middle and laté rapid subsidence (Fig. 6). In contrast, the expandability can recognize
laté rapid subsidence which results in higher expandabilities . The rapid subsidence rates
during the early and middle section remain unresolved.

Models 10-12

Models 10-12 demonstrate the effect of a changing geothermal gradient in rapidly
subsiding basins. The results are identical to those of Models 4-6: a high geothermal
gradient occurring laté in the subsidence history can be resolved both on vitrinite
reflectance and on expandability plots (Figs. 7 and 8), whereas if the high gradient
occurred earlier, it is apparently indistinguishable by either method.

mátyás J . : Clay minerals as thermal indícators

331

Conclusions

From the four clay mineral thermal indícators discussed in this study, the diagenesis
of I/S appears to be the most promising as a calibration tool fór thermal modelling.
Time and temperature dependence of the reaction rate means that, similarly to vitrinite
reflectance, it can be used over the entire burial sequence.

The kinetic parameters published by different authors are somewhat contradictory.
We think that those values obtained from basins with well constrained and simple burial
histories are the most realistic, and therefore the most suitable fór calibration.

To evaluate whether or nőt the application of expandability means additional
information to thermal modelling, vitrinite reflectances and expandabilities were
calculated fór 12 simple thermal histories. From the results it appears that:

(1) Expandability does nőt provide additional information with respect to vitrinite
reflectance fór sedimentary basins with varying geothermal gradient, no matter whether
the subsidence rate is generally slow or rapid.

(2) In contrast to vitrinite reflectance, expandability is distinctive fór increased
subsidence rate during laté stage of burial both in generally slowly and in rapidly
subsiding basins.

Acknowledgements

This project was carried out as part of the author’s Ph.D. project, with funding
provided by Swiss NF grants no. 029502 and 20-30854.91. The helpful comments from
Prof. Albert Matter and PD Kari Ramseyer on previous versions of the manuscript
are acknowledged. The author is grateful to G. Vasseur fór the permission to use his
computer code.

References

Bayliss, P., Loughnan, F. C. & Standard, J. C. (1965): Dickite in the Hawkesbury
sandstone of the Sydney hasin, Australia . - American Mineralogist 50, 418-426.

Boles, J. R. & Franks, S. G. (1979): Clay diagenesis in Wilcox sandstonesof Southwest Texas:
implications of smectite diagenesis on sandstone cementation. - J. Sedim. Petrol. 49, 55-70.

Burnham, a. K. & SwEENEY, J. J. (1989): A Chemical kinetic model of vitrinite maturation &
reflectance. - Geochim. et Cosmochim. Acta 53, 2649-2657.

Cassan, J. P. & Lugas, J. (1966): La diageneses des gres argileux d’Hassi Messaoud (Sahara):
silicification et dickitisation . - Bull. Sérv. Carte Geol. Alsace-Lorraine 19, 241-253.

Cathelineau, M. & Nieva, D. (1985): A chlorite solid solution geothermometer: the Los
Azufres geothermal system (Mexico). - Contrib. Mineral. Petr. 91, 235-244.

Cathelineau, M. (1988): Cation site occupancy in chlorites as a function of temperature. -
Clay Min. 23, 471-485.

CURTIS, C. D., IRELAND, B. J., WHITEMAN, J. A., MULVANEY, R. & WHITTLE, C. K. (1984):
Authigenic chlorites: problems with Chemical analysis & structural formula calculations. -
Clay Min. 19, 471-481.

332

Földtani Közlöny 124/3

CuRTis, C. D., Hughes, C. R., Whiteman, J. A. & Whittle, C. K. (1985): Compositional
variation vithin somé sedimentary chlorites and somé comments on their origin. -
Mineralogical Magaziné 49, 375-386.

Dutta, N. C. (1986): Shale compaction,burial diagenesis and geopressure: A dynamic model
solution & somé results in thermal modelling in sedimentary basins In: BURRUS, J. (ed.):
Thermal modeling in sedimentary basins, 149-172.

Ehrenberg, S. N. (1993): Depth-dependent transformation of kaolinite to dickite in sandstones
of the Norwegian Continental shelf. - Clay Min. 28, 325-352.

Ferraro, J. & KÜBLER, B. (1964): Presence de dickite dans les gres Cambrienes d’Hassi
Messaoud. - Bull. Sérv. Carte Geol. Alsace-Lorraine 17, 247-261.

Hillier, S. & Clayton, T. (1989): Illite/smectite diagenesis in Devonian lacustrine mudrocks
from northem Scotland & its relationship to organic maturity indicators. - Clay Min. 24,
181-196.

Hillier, S. & Velde, B. (1991): Octahedral occupancy & the Chemical composition of
diagenetic (low-temperature) chlorites. - Clay Min. 26, 149-168.

Hillier, S. (1993): Origin, diagenesis & mineralogy of chlorite minerals in Devonian lacustrine
mudrocks, Orcadian basin, Scotland . - Clays & Clay Min. 41, 240-259.

Hillier, S., Mátyás, J., Matter, A. &. Vasseur, G. (1994): Illite/smectite diagenesis & its
variable correlation with vitrinite reflectance in the Pannonian basin. - Clays & Clay Min..
{\b\fs20 in review, .

Hutcheon, I. (1990): Clay-carbonate reactions in the Venture area, Scotian Shelf, Nova Scotia,
Canada In: Fluid-mineral interactions: a tribute to H.P. Eugster (Eds. R. J. SPENCER & I.

M. Chou). - The Geochemical Society Special Publications 2 pp. 199-212.

Jahren, J. S. & Aagaard, P. (1989): Compositional variations in diagenetic chlorites & illites,
& relstionships with formation-water chemistry. - Clay Min. 24, 157-170.

Kossovskaya, a. G. & Shutov, V. D. (1963): Facies of régiónál epi- & metagenesis. -
International Geological Review 7, 1157-1167.

Lerche, I. (1990): Basin analysis: quantitative methods, Academic Press, San Diego, 562 pp.

Muffler, L. J. P. & Whtte, D. E. (1969): Active metamorphism of upper Cenozoic sediments
in the Salton Sea geothermal field & the Salton Trough, Southeast Califomia. - Geol. Soc.
Am. Bull. 80, 157-182.

Perry, E. a. & Hower, J. (1970): Burial diagenesis in Gulf Coast pelitic sediments. - Clays
& Clay Min. 18, 165-177.

Price, L. C. (1983): Geologic time as a paraméter in organic metamorphism & vitrinite
reflectance as an absolute paleogeothermometer . - J. of Petrol. Geol. 6, 5-38.

Pytte, a. M. & Reynolds, R. C. (1989): The thermal transformation of smectite to illite. In:

N. D. Naeser & T. H. McCulloch (eds.): Thermal history of sedimentary basins. ,
133-140.

Quigley, T. M., MacKenzie, a. S. & Gray, J. R. (1987): Kinetic theory of petróleum
migration In: Migration of hydrocarbons in sedimentary basins (Ed. B. Doligez), pp.
649-665.

Ramseyer, K. «& Boles, J. R. (1986): Mixed-layer illite/smectite minerals in Tertiary mudstones
& shales, San Joaquin basin, Califomia. - Clays & Clay Min. 34, 115-124.

SCHROEDER, R. J. & Hayes, J. B. (1968): Dickite & kaolinite in Pennsylvanián limestones of
southeastem Kansas. - Clays & Clay Min. 16, 41-49.

Segonzac, G. D. d. (1970): The transformation of clay minerals during diagenesis & low-grade
metamorphism: review. - Sedimentology 15, 281-326.

Smtthson, F. (1954): The petrography of dickite sandsones in North Wales & England. -
Geological Magaziné 91, 177-188.

Srodon, J. & Eberl, D. D. (1984): Illite In: Micas (Ed. S. W. Bailey), - Reviews in
Mineralogy 13, pp. 495-544.

mátyás J.: Clay minerals as thermal indicators

333

SURDAM, R. C., Dunn, T. L., Heasler, H. P. & MacGowan, D. B. (1989): Porosity
evolution in sandstone/shale systems In: Burial diagenesis (Ed. I. E. Hutcheon), - Short
course notes 15, pp. 61-134.

SWEENEY, J. J. & Burnham, A. K. (1990): Evaluation of a simple model of vitrinite reflectance
based on Chemical kinetics. - Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 74, 1559-1570.

Velde, B. & Medhioub, M. (1988): Approach to Chemical equilibríum in diagenetic chlorites.
- Contrib. Mineral. Petrol., 98, 122-127.

Velde, B. & Vasseur, G. (1992): Estimádon of the diagenetic smectite to illite trans formádon
in time-temperature space. - American Mineralogist 77, 967-976.

Weaver, C. E. & Beck, K. C. (1971): - Clay-water diagenesis during burial: How műd
becomes gneiss. - Geological Society of America Special Papers 134, 96 pp.

Matéria!

Act. energy
(kJ moi”^ )

Pre-exp. factor
(Ma-')

Reference

Na-smectite

80.7

4.0 lO'O

Dutta, 1986

Na-smectite

84.6

1.64 lO"

Surdam et al., 1989

Ca-smectite

107.4

5.19 lO'"^

Surdam et al., 1989

Wyo. bentonite

77.3

1.99 10'2

Surdam et al., 1989

Na-smectite

138.0

1.64 102l

Pytte and Reynolds, 1989

Smectite (Pannonian Basin)

31.0

3.16 102

Hillier eat al., 1994

Smectite (Paris Basin)

69.7

2.17 10^

Velde and Vasseur, 1992

Smectite (Paris Basin) 2^^

37.4

1.34 103

Table 1: Kinetic parameters fór smectite-to-ilite conversion reaction

334

Földtani Közlöny 124/3

mátyás J.: Clay minerals as thermal indicators

335

(N

(U

TD

O

Q-

(U

-o

C/5

CQ

oooooooooooo

o

o

o

o

o

o

O

O

o

o

O

O

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

o

m

o

»o

o

o

o

»n

o

—

>—1

íN

m

m

VO

<u

•o

O

c

’-o

c3

Ui

a

B

u

oooooooooooo

ro(nmmio»n»n»nmromro

ex

o

T3

(U

C/3

c3

m

oooooooooooo

OQOQOQOQOQOQ

‘oo»oO‘oo>oo»oo>oo

<u

’O

o

S 6

*5

2 U

ex

"O

<U

C/2

03

CQ

oooooooooooo

O Q Q O Q O O

O O O O O O O

*0 o o >0 o lo

— <N (N ro m

o P o ^ o

Tt Tj- m ío vo

(L)

O

(U

r—'

c

H

(03

(U
c/2

(73 '3'

CQ ^

(NmTj-ln'or-oo(:^0'— cs

ex ?3

f2:s

o— '(Nm-rfioor-oocNO

Table 2: Assumed subsidence and thermal histories fór models 1-12

Depth (m) Depth (m)

336

Földtani Közlöny 124/3

Expandability (%)

0 20 40 60 80 100

Fig. 1. Calculated expandabilities fór Models 1-3
1. ábra. Számított expandabilitás az 1-3. modellben.

Vitrinite reflectance (%)

0 0.5 1 1.5 2

Fig. 2. Calculated vitrinite reflectances fór Models 1-3
2. ábra. Számított vitrinitreflexió az 1-3. modellben.

Depth (m) Depth (m)

Mátyás J.: Clay minerals as thermal indicators 337

Expandability (%)

0 20 40 60 80 100

Fig. 3. Calculated expandabilities for Models 4-6
3. ábra. Számított expandabilitás a 4-6. modellben

Vitrinite reflectance (%)

0 1 2 3 4 5

Fig. 4. Calculated vitrinite reflectances for Models 4-6
4. ábra. Számított virtinitreflexió a 4-6. modellben.

Depth (m) Dcpth (m)

338

Földtani Közlöny 124/3

Expandability (%)

0 20 40 60 80 100

Fig, 5. Calculated expandabilities for Models 7-9
5. ábra. Számított expandabilitás a 7-9. modellben.

Vitrinite reflectance (%)

0 0.5 1 1-5 2

Fig. 6. Calculated vitrinite reflectances for Models 7-9
6. ábra. Számított vitrinitreflexió a 7-9. modellben.

Depth (m) Dcplh (m)

Mátyás J.: Clay minerals as thermal indicators

339

Expandability (%)

0 20 40 60 80 100

Fig. 7. Calculated expandabilities fór Models 10-12
7. ábra. Számított expandabilitás a 10-12. modellben.

Vitrinite reflectance (%)

0 1 2 3 4 5

Fig. 8. Calculated vitrinite reflectances fór Models 10-12
8. ábra. Számított vitrinitrejlexió a 10-12. modellben.

nalK>íbni lfiifdÉiU?«á i.tfcAYT^M

('í?) ()ilidftbnfif)x3

KxniiPuUMlíry {%)

oó 0^ oi

jJU

ML

0

ojiJL

"Ifltoll -

-

1 u i

^ •mmm mm • m

-OOOí

-OOílS

-OOOt //'-l

.‘I

ta

ÍR4á«\ioifc<S4g)UmAk«4t^><i«a^^

0

(^) rcIléctáwiLt ('jf )

^ rts ^ ^ :P^

j.

kC •;

Ot btKí'Jí-

i

í J Isí/QiM

I Ȓ'ii ) -4-

SJ toboM - --4

•t

fi K

4'XXrí

i»

íhX/O'

»s}eé ?

V*'/ • ’"■ • • SdNxffKfi*

hoooe

•*

fTtúbsNboMh^i

*nvif ^WjÜ’ i^íl l' 'bii»?la|lkSi»»fctó« jllHtóL ^

;.1‘ r-u-

V

n

i f

^ •n

' á

Földtani Közlöny 124/4, 341 — 365 (1994) Budapest

Magyarországi neogén medencerészek
pannóniai s.I. üledéksorának
összehasonlító elemzése

Comparison of the sedimentary sequences
in Laté Neogene subbasins
in the Pannonian Basin, Hungary

Juhász Györgyi'

(13 ábrával)

••

Összefoglalás

Az egyes magyarországi neogén medencékben a szedimentológiai és regionális geológiai
vizsgálatok alapján a pannóniai s.l. litofácies egységek rendkívül hasonlóak mind a Dunántúlon,
mind az Alíbldön, bár mindeddig külön kezelték őket. Ennek történelmi hagyományai vannak.
A szerző összefoglalja az alapvető genetikai egységeket a medencebeli pannon rétegsorokban,
majd felsorolja a részmedencék közötti legjelentősebb kifejlődésbeli eltéréseket is, amelyet a
lokális tektonikai és klimatikus hatások okozhattak. Mivel a pannon formációbeosztás
meglehetősen túltagoltnak látszik jelen állapotában, megérett a helyzet arra, hogy kidolgozzuk a
litosztratigráfia logikusabb, az összes medencére érvényes rendszerét, amelyet a cikkben vázolt,
genetikai alapú egységek figyelembe vételével lehetne kialakítani. A jelenlegi rendszerből az
azonosítható és térképezhető formációk megfeleltethetők egymásnak a Dunántúlon és az Alföldön,
Ennek alapján a szerző javaslatot tesz a pannóniai s.l. képződmények egységes formáció¬
beosztására, egyelőre csak az egyes egységek betűvel történő megjelölésével. Az egyes formációk
nevének és sztratotípusának meghatározására a Rétegtani Bizottság többi tagjának
közreműködésével kerülhet sor.

Abstract

The paper presents the major genetic units of the Laté Miocéné (Pannonian s.l. 2.4-12.0Ma)
sedimentary sequenceof the Pannonian Basin in the basinal areas. The megasedimentological and
régiónál geological investigations came to the conclusion that the lithofacies units are very similar
in the different subbasins, although up to now the geology of Transdanubia and the Hungárián
Piain (W and E Hungary, respectively) were considered to be completely different, with different

'mól Rt., 1311 Budapest, Pf.43.

342

Földtani Közlöny 124/4

lithostrati-graphic subdivision even today. In the paper 8 major genetic unils were differenliated,
írom deep water hemipelagites and turbidites through neritic or slope deposits to littoral and
deltaic sediments, and finally at the top alluvial sediments, alsó with thicker lignité beds. In
conclusion a proposal is given to simplify and' unify the lithostratigraphic subdivision of the
Pannonian s.l. sedimentary sequence.

Key words: Neogene, Pannonian basin, lithostratigraphy, sedimentology

Bevezetés

A Pannon-tó térben és időben eltérő mértékben süllyedő részmedencéi tőbbé-kevésbé
kapcsolatban álltak egymással. Mivel a nagymértékű üledékutánpótlás folyamatos volt
a peremek felől, az egyes részmedencék egymás után, időben kissé eltolódva töltődtek
föl. Az üledékképződés mechanizmusa, az üledékképződési környezetek, az azokat
befolyásoló főbb tényezők azonban lényegében nem változtak a pannon során, így a
létrejött fácies asszociációk is rendkívül hasonlóak a medence különböző részein.
Természetesen a lokális tektonikai, valamint a klimatikus hatások szintén rányomták
bélyegüket a rétegsorra, elsősorban a relatív vízszint ingadozásain keresztül, és ezek a
tényezők okozzák az egyes részmedencék rétegsora közötti kisebb eltéréseket.

A fő behordási irányok a Pannon-medence magyarországi résí^t illetően a
Dunántúlon ÉNy-Ny-ról, az Alföldön részben ÉNy-ról, másrészt ÉK-ről jelölhetők ki.
Ebből következik, hogy a legfiatalabb üledékeket az Alföld DNy-i részén kell
keresnünk. A biosztratigráfia elmúlt évekbeli megújulása (KORPÁSNÉ Hódi M., Magyar
I.), valamint a szeizmikus sztratigráfia eredményei is (POGÁCSÁS és munkatársai)
egyértelmű bizonyítékokat szolgáltattak erre az eddigiekben.

Jelenleg a pannon litosztratigráfia túltagoltnak látszik (48 formáció), különösen a
mélymedencék területén, és megérett a helyzet arra, hogy a már korábban is felvetett
egyszerűsítéseket a jobb áttekinthetőség és használhatóság érdekében elvégezzük.

A neogén részmedencéket felépítő főbb litofácies (genetikai) egységek

Jelen tanulmány arra szeretne rávilágítani, hogy a megaszedimentológiai és regionális
geológiai vizsgálatok milyen hasonlóságokat mutatnak a medencerészekben. Mivel a
medencebeli formációkat a karotázsszelvények kőzettani tartalmának ismeretére építve
dolgozták ki, itt bemutatunk néhány alföldi és dunántúli példát a pannon rétegsorok
litosztratigráfiai egységeinek, litofácies asszociációinak és Etológiájának, valamint azok
kapcsolatának szemléltetésére mélyfúrási geofizikai szelvények segítségével (2-4. ábra).

A Zala- és Dráva-medence, a Kisalföld déli része, valamint az Alföld négy
részmedencéjének (Makó-Hódmezővásárhelyi-árok, Békési-medence, Derecskéi -árok,
Jászsági-süllyedék) (1. ábra) rétegtani-szedimentológiai vizsgálata alapján alapvetően a
következő fácies asszociációk különíthetők el a pannon rétegsorban:

- pelites alapképződmények („bazális márga”), amelyek a medence belsejében,
rendkívül változó vízmélység viszonyok között képződtek (hemipelágikus
képződmények): a vízmélység az aljzatmorfológia függvényében 15-től mintegy 800 m-
ig is változhatott. A rétegsor általában mészmárgával, márgával indul, majd fölfelé

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonlítása

343

fokozatosan agyagmárgába megy át. Ez magában foglalja az Alföldön a Tótkomlósi és
Nagykörűi Formációkat (a régi nomenklatúra szerint a Dorozsmai és Vásárhelyi
Formáció is), a Dunántúlon a Beleznai és Nagylengyel! Formációt (5-9. ábra).

- abráziós partmenti konglomerátum , amely a korábban meglévő szigeteket
gallérszerűen övezve képződött a medencebelsőben. Az Alföldön (Algyő, Ferencszállás,
Battonya, Pusztaföldvár, Kismarja) Békési Formáció, míg a Dunántúlon (Mihályi)
Mihályi Formáció néven ismert (5. ábra).

- mély vízi turbidit rendszer, a kapcsolódó fáciesekkel, amely a medencék legmélyebb
részeit tölti ki, és vastagsága az 1000 m-t is elérheti (2-9. ábra). Kőzettanilag
fmomszemcsés homokkő és agyagmárga váltakozásából áll. Az Alföldön a Szolnoki
Formáció, míg a Dunántúlon a Tófeji és a Lovászi Formáció tartozik ide. E két név
annak köszönhető, hogy a Zala-medencében a turbidit összletet egy elválasztó márga
réteg osztja két részre, amely területileg jól követhető a medencében (Lenti Formáció).
Ez az alaphegységi kiemelkedések fölött még jellegzetesebb és vastagabb, mint a
mélyzónában, és feltehetően egy erőteljes relatív vízszintemelkedéshez kapcsolódik
(4. ábra). A turbiditek elterjedése az Alföldön, valamint a Zala-medencében ki van
térképezve (Juhász 1992; Szentgyörgyi és Juhász 1988).

- pelites neritikus (szublitorális), HL lejtő fácies asszociáció, amelyben agyagmárga
és aleurolit az uralkodó kőzettípus, de helyenként különböző gravitációs, ill. vízalatti
mederben lerakódott homokkőtestek települnek a rétegsorban. Vastagsága 200-1000 m
között változik. Az Alföldön az Algyői, míg a Dunántúlon a Drávái Formáció sorolható
ide.

- litorális és delta fácies asszociációk, amelyek parti -partközeli környezetet
képviselnek. Uralkodóak a finom- és középszemű homokkő rétegsorok, agyagmárgával
és aleurittal közberétegződve. A rétegsor igen nagy hányadát (min. 70-80 %) a folyók
által beszállított, delta síkságon, ill. torkolatokban lerakódott sekélyvízi üledékanyag
alkotja, míg a folyók beömlési helyétől távolabb egyéb partmenti fáciesek alakultak ki.
Az Alföldön a Törteli, a Dunántúlon az Újfalui Formáció tartozik ebbe a
képződ mény csoportba .

- alluviális síkságon, ártéren, folyómedrekben, mocsarakban, kis tavakban lerakódott
üledékek, amelyek egyes területeken fejlődéstörténeti okok miatt nem folytonosak. Ez
a rétegsor aleurolit-agyagmárga-homokkő sűrű váltakozásából áll, gyakori tarka
agyagos, ill. lignit közbetelepülésekkel, édesvízi faunatársul ásókkal. Az Alföldön a
Zagyvái, míg a Dunántúlon a Rábaközi Formáció tartozik ide. A rétegsor felső,
(feltehetően jelentős klímaváltozásokhoz köthető), tarka agyagot nagyobb mennyiségben
tartalmazó részét az Alföldön Nagyalföldi, a Dunántúlon Hansági Formáció névvel
illették. E képződmények tagozattá történő átminősítése indokolt lenne, így végre e
tekintetben közös nyelven beszélhetnének a mélymedencében és a folyamatos maggal
dolgozó geológusok, hiszen a karotázs szelvényeken nem különül el a két fluvio-
lakusztris eredetű formáció.

- mocsárerdei lignit és barnakőszén képződmények: a Középhegység előterében,
jelentősebb üledékutánpótlástól védett, mocsári területen képződött kőzetek. Az Alföldön
a Bükkaljai, mig a Dunántúlon a Toronyi Formáció tartozik ide. Ez utóbbi területen a
toronyi fúrásokban, valamint a Szombathely-2 fúrásban harántolták.

- vulkáni termékek: az Alföldön a Keceli Bazalt, a Dunántúlon a Pásztori Trachit
Formáció sorolható ide. Ezen képződmények taglalására jelen tanulmány nem kíván
kitérni.

344

Földtani Közlöny 124/4

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonlítása

345

Az egyes részmedencék pannóniai rétegsorának legjellemzól)b eltérései

Az egyes részmedencékben a lokális hatások következtében karakterisztikus
különbségek is adódnak, hiszen eltérő időben és tektonikai környezetben történt az
üledékképződés. így például a Dunántúlon sok területen fokozatos a szublitorális-litorális
fáciesek közötti átmenet, ami lassúbb progradációt sugall az alföldinél. Ugyanez
jellemző a Duna-Tisza-köze déli részén, ahol — a folyótorkolatok távol lévén — a
partvonal igen lassú progradációja eredményezte a fokozatos átmenetet.

A Makó-Hódmezővásárhelyi-árok volt az etalon terület a pannóniai rétegsor
szedimentológiájának megismerésében, felépítése közismert (BÉRCZI & PHILLIPS, 1985).
Felépítését az 5. ábra szemlélteti.

A Békési-medence szintén jól feldolgozott terület, szedimentológiai és rétegtani
felépítését nemzetközi project keretében népes szakértői gárda vizsgálta (RÉVÉSZ et al.,
1989; Juhász et al., 1989; Mattick et al., 1989). Itt a litofáciesek viszonylag

^ -JÍm

homogének, térben is jól követhetők. Itt találkozott az ENy-i és az EK-i irányból érkező
feltöltódés, mind a turbiditek, mind a sekélyebb litofáciesek tekintetében (5. ábra).

A Derecskei-árokban az EK-ről jövő behordás kevesebb és finomabb törmelék-
anyagot hozott az Alföld K-i részén, így a fáciesek térbeli elteijedése más. A vastag,
homokos turbidit rendszer az árok tengelyében vonult végig, míg a peremeken vastag
pelites sorozat rakódott le, nem csak a medencelejtő, hanem a turbiditek kapcsolódó
fmomszemcsés fácieseit is tartalmazva (6. ábra).

A Jászsági-medencében igen vastag, bazális márga rétegek találhatók helyenként. A
medence K-i részén szintén megtalálható a két irányból érkező felhalmozódás
összefogazódása, amelyet tektonikai mozgások tettek eléggé pregnánssá. A homokos
turbiditek nagy része Ny-i irányból, míg K-ről finomszemcsés üledékanyag érkezett a
medencébe, ami a mélyvízi fáciesek geometriáját is erősen befolyásolta (JUHÁSZ 1992,
1993).

A Jászsági-medence K-i részén, valamint a Derecskei-árokban és környezetükben
tapasztalható a partmenti és a nyiltvízi fáciesek többszörös összefogazódása, ami a
jelentős relatív vízszintingadozások következtében alakult ki. A K-ről érkező kisebb
delta rendszer (kisebb mennyiségű üledékanyag) nem tudta kiegyensúlyozni az
üledékképződés rendelkezésére álló tér időnkénti változásait (JUHÁSZ, 1993). Ugyanezek
a vízszintingadozások a Duna-Tisza-közén, valamint a Dráva-medencében csak a
litorális rétegsor jelentős kivastagodásában jelentkeznek. Kisebb relatív vízszint¬
ingadozások nyomai fellelhetők az Alföld déli részén húzódó szedimentológiai-rétegtani
szelvényen is a Törteli Formáció partmenti fácieseket képviselő rétegsorában (5. ábra).

1. ábra A vizsgált neogén medencék helyszínrajza, a neogén medencealjzattal. Alföld; 1. Makó-
Hód-árok, 2. Békési-medence, 3. Derecskei-árok, 4. Jászsági-süllyedék, Dunántúl: 5. Dráva-
medence, 6. Zala-medence.

Fig. 1. Location of the studied Laté Neogene suhbasins in the Pannonian Basin, wiíh the
structural contour map of the Neogene basemení. L Hungárián Piain: 1. Makó-Hód trough, 2.
Békés basin, 3. Derecske trough, 4. Jászság basin, II. Transdanubia: 5. Dráva basin, 6. Zala
basin.

346

Földtani Közlöny 124/4

A FÚRÁS

CZZD* E3» O' CZ3*
Ci:.’* -C3-7

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonlítása

347

A Dunántúl pannóniai képződményeinek vizsgálata alapján csak részletes
szedimentológiai és rétegtani vizsgálatok után javasoljuk a Kisalföld északi, ÉK-i
részének bevonását az „egységesítésbe”, mivel az ottani képződmények kevésbé
hordozzák magukon a jellegzetes mélymedencebeli rétegsorok jegyeit. Déli részén
azonban a Zala-medencai kifejlődéshez teljesen hasonló litofácies egységek alakultak ki.

A Zala-medencében jellegzetes különbség, hogy a rétegsor turbiditekkel indul a
mély medencében. Nyilván ezek a legidősebb korú turbiditek a pannonban, a szarmatából
folyamatosan fejlődnek ki. Mint már az előzőekben említettük, nagy területen követhető
és kitérképezhető elválasztó márga réteg iktatódik a turbidit összletbe (Lenti Márga
Formáció), amely valószínűleg a relatív vízszint hosszabb megemelkedését jelzi, tehát
ez a képződmény időhorizontot is jelöl egyúttal (3., 8. ábra). A felhalmozódás Ny-ról,
illetőleg ÉNy-ról érkezett, így a medence K-i részén vastag alsó márga rétegsor rakódott
le, mivel a középhegység felől minimális volt a törmelékbehordás. A medence ÉK-i
részén markánsan jelentkezik egy alsó, erodált delta rendszer maradványa
(SZENTGYÖRGYI és JUHÁSZ, 1988).

A Dél-Balatoni medencerészben kialakult fáciesek nem vethetők össze a
mélymedence képződményeivel. A Középhegység „árnyékolása” következtében egészen
más jellegű rétegsorok alakultak ki, a litorális és a szublitorális fácieseket illetően
egyaránt, mint a többi medencerészben, ezért feltehetően inkább a medenceperemek
litológiai bélyegeit hordozzák a rétegsorok.

A Dráva-medencében a rétegsor már bazális márgákkal indul, és csak a felső turbidit
sorozat nagy vastagságú kötegei jelennek meg. A litorális fácies asszociáció vastagsága
azonban jelentős ezen a területen, és jól követhető homokkő ritmusok figyelhetők meg
a rétegsoron belül, ami kevéssé jellemző a delta üledéksorokra; tehát egyéb, partmenti
áramlások alakíthatták ki ezeket (7., 9. ábra).

Fejlődéstörténeti összefüggések

A Pannon-medence magyarországi területén a lefuződött, fokozatosan kiédesedő,
endemikus faunájú tóba hatalmas tömegű törmelékanyag jutott az Alpok és Kárpátok
térségéből, amelyet nagy vízhozamú folyók szállítottak a medence irányába. A fő
behordódás a Dunántúlon ÉNy-Ny-ról, az Alföldön pedig ÉNy-ról és ÉK-ről történt,
ez utóbbiak a Békési -medencében találkoztak, amely legutolsóként töltődött fel.
Jelentéktelenebb behordási irányok kijelölhetők egyéb területeken is körben, de az
előbbiek a döntőek üledékképződési szempontból (10. ábra). A tó vízmélysége rendkívül
változó volt, egyes süllyedékekben azonban a 800 métert is meghaladhatta, amire a lejtő
fácies vastagságából tudunk következtetni. A mélyzónákban, ahová kezdetben

2. ábra Litosztratigráfiai egységek és litofáciesek az alföldi pannóniai s. 1. képződményekben. 1.
homokkő, 2. aleurolit, 3. agyagmárga, 4. mészmárga, 5. mederkitöltés, 6. torkolati zátonysor,
7. áthalmozott homokkőtest.

Fig. 2. Relationship among the lithostratigraphical units; the fácies and the lilhology in the
Pannonian s.l. sedimentary sequence of the Hungárián Piain. 1. sandstone, 2. siltstone, 3.
argillaceous mari, 4. calcareous mari, 5. channel fii, 6. mouth bar, 7. reworked sandstone body

348

Földtani Közlöny 124/4

B FÚRÁS

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonlítása

349

üledékanyag nem jutott el, kondenzált üledékképződés folyt, hemipelágikus mészmárga,
majd agyagmárga rétegsorok leülepedésével. Az üledékforrásokhoz közeli területeken
vastag, mély vízi turbidit összlet halmozódott fel, amelyben a turbidit rendszerek szinte
minden elemét megtalálhatjuk. Ezek felső része már minden bizonnyal a medencébe
ömlő folyódeltákhoz kapcsolódik.

A medencelejtőn és delta lejtőn, amely számunkra most egy fáciesben jelenik meg
(neritikus fácies), csak a pelites üledékek maradtak meg, a homokok gravitációs
üledékcsüszással átülepedtek a mélyzónába. Ez alól csak az alaphegységi kiemelkedések,
szerkezeti magaslatok előtere kivétel, ahol a lejtőszög - mielőtt a felhalmozódás átbukott
volna a magaslaton - lecsökkent, így a homokok is állékonyan megmaradtak a lejtőn.
Ez az oka annak, hogy az Algyői Formáció helyenként rendkívül homokos kifejlődésű,
általában a tetőzónák környezetében.

Körben a peremek mentén partközeli, parti környezetben folyt az üledékképződés,
amelyekből az üledéksorokban ma a delta üledékek a dominánsak, hiszen ezek
produkálták a legtöbb üledékanyagot. Ugyanakkor természetesen az egyéb partmenti
fáciesek is megtalálhatók, amelyek az üledékforrásoktól távolabb alakultak ki, de ezek
kisebb szerepet játszottak az üledék lerakódásában. Annyi bizonyos, hogy a tóban az
árapály szerepe elhanyagolható volt, bár ez kétségtelenül indukálhatott esetleg
áramlásokat, a hullámzás hatásának azonban jelentősebb szerep jutott a deltáktól távoli
területeken.

A part irányában kifelé haladva a delta háttér, majd egy alluviális rendszer üledékei
rakódtak le, meanderező folyók szelték át a síkságot, lefüződött holtágak, árterek,
mocsarak alakultak ki. Ezen üledékek találhatók a pannon üledéksor legfelső részében.

Diszkusszió és konklúzió

Jelenleg a pannon litosztratigráfia — főként a mélymedencét illetően — túltagoltnak
látszik, a 48 formáció (ebből 26 medencebeli) kezelhetetlen ebben a formában, így
öncélúvá vált. A kőzetrétegtan eredeti célját elvesztette, nevezetesen azt, hogy
könnyítsen a tájékozódásban. Adott esetben éppen ellenkező szerepet játszik, kevesen
mernek hozzányúlni a formációkhoz, és még kevesebben látják át őket.

Célszerű lenne mind az alföldi, mind a dunántúli medencebeli formációbeosztás
egyszerűsítése, egyrészt az egyszerűbb kezelhetőség érdekében, hogy inkább
segítségünkre legyen, mintsem bonyolítsa a munkánkat, másrészt azért, hogy az egyes
formációk térképezhető vé váljanak, hiszen ez alapvető kritériuma a litosztratigráfiai
egység fogalmának. Mostani formájukban nem núndegyik pannon formáció azonosítható
és térképezhető a rendelkezésre álló eszközökkel. A 11. ábra az alföldi pannon
rétegsorokra mutatja be az azonosítható és térképezhető formációkat (JUHÁSZ, 1992),

3. ábra. Litosztratigráfiai egységekés litofáciesek a dunántúli pannóniai s.l. képződményekben.
Zala-medence K-i pereme. 1. homokkő, 2. aleurolit, 3. agyagmárga, 4. mészmárga, 5.
mederkitöltés, 6. torkolati zátonysor, 7. áthalmozott homokkőtest.

Fig. 3. Relationship among the litliostratigraphical units, the facies and the lithology in the Laté
Neogene (Pannonian s.l.) sedimentary sequence of the Transdanubian areas. Eastern marginal
setting. 7. sandstone, 2. siltstone, 3. argillaceous mari, 4. calcareous mari, 5. channel fill, 6.
mouth bar, 7. reworked sandstone body.

350

Földtani Közlöny 124/4

C FÚRÁS

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonlítása

351

míg a 12. ábra a Dunántúlra próbál egy ilyen javaslatot adni. Az ábrán nem szereplő
egységek nem elégítik ki a formáció fogalmának kritériumát, ezért tagozattá történő
minősítésüket javasoljuk. Valójában azonban a Dunántúlon sohasem voltak e
formációnevek közhasz-nálatban, inkább mint az egyes szénhidrogénmezők nevei,
amelyek alapján a formációkat elnevezték.

Mihelyst azonban a leegyszerűsített, logikusabb formációbeosztást látjuk magunk
előtt, azonnal nyilvánvalóvá válik, hogy a dunántúli neogén medencék és az Alföld
pannóniai s.l. formációi megfeleltethetők egymásnak. Erre JÁMBOR Áron már 1985-ben
felhívta a figyelmet. Végső lépésként elképzelhető egy egységes formációbeosztás
elkészítése az összes medenceterületre, amely nagyban megkönnyítené nem csak az itt
dolgozó, hanem a kívülálló geológusok tájékozódását is a medencebeli pannon
képződményekben, továbbá a medencebeli képződmények térképezését.

A regionális geológiai vizsgálatok tehát arra engednek következtetni, hogy
genetikailag rendkívül hasonló pannóniai s.l. litofácies egységek találhatók a különböző
mély medencékben. így tehát mód nyílik arra, hogy kidolgozzuk a litosztratigráfia
logikusabb rendszerét. Az új rendszerben célszerű lenne a fenti genetikai alapú
egységeket jelölni ki formációként, amely mindenki számára áttekinthetőbbé és
könnyebben kezelhetővé tenné a pannon rétegsort.

Végül szeretnénk javaslatot tenni a medencebeli pannon képződmények formáció¬
beosztására, egyelőre nevek nélkül, csak az egyes genetikai egységek betűvel történő
megjelölésével. Az egyes egységek formáció rangúak. A végleges nevek és
sztratotípusok leírása megegyezés szerint a későbbiekben, a Rétegtani Bizottság
közreműködésével kerülhetne sorra (13. ábra).

A bazális márgák (A egység) kétosztatúsága (mészmárga és agyagmárga) lehetőséget
nyújt arra, hogy továbbra is bontsuk őket {Áj és Á2 egység). Kis vastagságuk azonban,
valamint az a tény, hogy az átmenet fokozatos közöttük, tehát elhatárolásuk szubjektív,
felveti, nem kellene-e egy formációként kezelni őket, bár mindkettő térképezhető
egység. A partmenti konglomerátumok {B egység) külön formációként történő kezelése
indokolt. A mélyvÍ2Ú turbiditek (C egység) egy formációvá történő összevonása indokolt
a Dunántúlon is, az alsó és felső turbiditet elválasztó Lenti Márga tagozatként történő
megtartását javasoljuk. A neritikus és lejtő fácies (egység) pelites rétegsora aD egységet
alkotja, míg a litorális fácies asszociáció homokos, aleuritos képződményei az E
egységet.

Az alluviális képződményeket javasoljuk egy formációként kezelni {F egység) és a
tarka agyagot nagyobb részarányban tartalmazó, csak folyamatos magfúrásokban
felismerhető felső szakaszt tagozattá átminősíteni. Természetesen külön egységként
kezelendő mind a lignites, bamakőszenes fácies egység (G egység), mind a vulkánitokat
tartalmazó képződmény csoport (//y, H2 egység), amelyek megnevezésén nem szükséges
változtatni.

4. ábra. Litosztratigráfiai egységek és litofáciesek a dunántúli pannóniai s.l. képződményekben,
a budafai alaphegységi kiemelkedés fölött. 1. sandstone, 2. siltstone, 3. argillaceous mari, 4.
calcareous mari, 5. channel fill, 6. mouth bar, 7. reworked sandstone body.

Fig. 4. Relationship among the lithostratigraphical units, the fácies and the lithology in the laté
Neogene (Pannonian s.l.) sedimentary sequence of the Hungárián Piain. Basinal setting, above
Budafa hasernent high. 1. sandstone, 2. siltstone, 3. argillaceous mari, 4. calcareous mari, 5.
channel jill, 6. mouth bar, 7. reworked sandstone body.

352

Földtani Közlöny 124/4

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonlítása

353

Comparison of the sedimentary sequences
in Laté Neogene subbasins
in the Pannonian Basin, Hungary

Györgyi Juhász

Introductíon

The Pannonian Basin comprises a series of subbasins or deep depressions, due to
differential subsidence both in space and time. In fact, they are more or less connected
to each other (Fig. 1). Though basin formation and subsidence started in the middle
Miocéné, it continued later on, and the greatest amount of sedimentation took piacé in
laté Miocéné times (Pannonian s.l., 2.4-12 Ma), which is the topic of this paper. We
do nőt discuss, however, the sedimentation in the Karpatian-Sarmatian archipelago
(12-19 Ma), al though we can see them on the cross sections.

As sediment input was uninterrupted from the margins of the basin, the infilling of
the subbasins was shifted in time. The mechanism of sedimentation, the depositional
environments and the main factors affecting deposition, however, did nőt change
basically during laté Miocéné times. Therefore the lithofacies associations, formed in
the different subbasins, are very similar to each other, although they become younger
towards the SE part of Hungary.

Up to now the geology of the Neogene of Transdanubia and the Hungárián Piain (W
versus E Hungary) were considered to be completely different, and different
lithostratigraphical nomenclature and subdivision is applied even today. Comparative
studies on the lithofacies units from the sedimentological and régiónál geological point
of view, however, pointed out that their architecture, apart from minor differences, is
very similar.

Differences were caused by different rates of sediment input and by the relative
water level fluctuations and alsó the climate.

5. ábra. Az Alföld déli része pannóniai s.l. képződményeinek közel DNy-ÉK-i irányú vázlatos
rétegtani-szedimentológiai szelvénye. 1. finom homokkő, 2. középszemű homokkő, 3. aleurolit,
4. agyagmárga, 5. mészmárga, 6. konglomerátum, 7. Neogén aljzat.

Fig. 5. Straíigraphical and sedimentological profile in the Laté Neogene (Pannonian s.l.)
sedimentary sequence across the Southern part of the Hungárián Piain in approximately SW-NE
direction. 1. fine-grained sandstone, 2. medium-grained sandstone, 3. siltstone, 4. claymarl, 5.
calcareous mari, 6. conglomerates, 7. Neogene hasement.

354

Földtani Közlöny 124/4

DERECSKE! ÁROK

ENY

Hajdúszoboszló

DK

Derecske Kístnarjo

IZZZl^ [^3
EE35 ^^6 £3?

3-*

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonlítása

355

Major líthofacíes uníts

The main lithofacies units common in the Pannonian s.I. sequence of the Neogene
subbasins are the followings: (the lithostratigraphical units, facies and lithology can be
seen in Figs. 2-4. The sedimentological and stratigraphical cross sections in the
different subbasins are drawn in Figs. 5-9).

- Basal maris (hemipelagic sediments) formed on the basin piain. The sequence
begins with calcareous mari and grades upwards intő argillaceous mari. The facies of
the calcareous mari changes with water depth from dirty white (pale yellow) to dark
brown or black, as the differential subsidence created very shallow structural highs
inside the basin. It consists of the Nagykörű and Tótkomlós Formations in the
Hungárián Piain and the Nagylengyel and Belezna Formations in the Transdanubia.

- Coastal conglomerates around pre-existing islands — now basement highs. It
comprises the Békés Formation in the Hungárián Piain and the Mihály Formation in the
Transdanubia.

- A thick deep-water turbidite sequence of fine-grained sandstones with associated
facies in the deepest parts of the basin. In the Zala area (Transdanubia) it is divided by
an intermediate mari unit (Lenti Formation), probably produced by a strong
transgression and represents maximum flooding surface (SZENTGYÖRGYI & Juhász,
1988). The Szolnok Formation in the Hungárián Piain and the Tófej and Lovászi
Formations in the Transdanubia represent them.

- Slope or neritic deposits of a huge thickness (200-1000 m) built up by argillaceous
maris and siltstones, as sandstones were mobilized on the slope downward. It represents
both the delta slope and the basin slope sediments. It contains the Algyo Formation in
the Hungárián Piain and the Dráva Formation in Transdanubia.

- Well developed littoral (nearshore and shoreline) sediments, large amount of it
(70-80 %) formed in deltaic environments (i.e. delta front and delta piain), representing
the huge amount of fluvial sediment discharge, thus forming a thick, sandy, continuous
lithofacies association. It contains the Törtei Formation in the Hungárián Piain and the
Újfalu Formation in Transdanubia.

- A thick lithofacies association of fluvial or alluvial sediments; it is nőt widespread
in all parts of the basins, in somé areas it is eroded. It was formed in a fluvio-lacustrine
environment with meandering streams, floodplain, small lakes and marshes, in somé
areas producing alsó thin lignité beds. It is called Zagyva and Rábaköz Formation in the
different subbasins.

6. ábra, A Derecskei-árok pannóniai s.I. képződményeinek közel ÉNy-DK-i irányú vázlatos
rétegtani-szedimentológiai szelvénye. 1. finom homokkő, 2. középszemű homokkő, 3. aleurolit,
4. agyagmárga, 5. konglomerátum, 6. neogén aljzat, 7. mészmárga.

Fig. 6. Stratigraphical and sedimentological profile in the Laté Neogene (Pannonian s.I.)
sedimentary sequence across the Derecske trough in approximately NW-SE direction. 1. fine-
grained sandstone, 2. medium-grained sandstone, 3. siltstone, 4. claymarl, 5. conglomerates, 6.
Neogene basement, 7. calcareous mari.

ZALA MEDENCE DRÁVA MEDENCE

356

Földtani Közlöny 124/4

lOI km

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonlítása

357

- Thicker lignité and brown coal beds in the uppermost part of the sedimentary
sequence in somé restricted areas, e.g. in the foreground of the Midmountains in the
northem part of the Hungárián Piain, where sediment input was negligible, and large
areas were covered by marshes. It is called Bükkalja Formation in the Hungárián Piain
and Torony Formation in Transdanubia.

- In a few restricted areas there are volcanic rocks (hasalt and hasalt tuff, and
trachyte, mainly in the hasal maris; Pásztori and Kecel Formations, respectively).

The different facies associations can be detected over long distances all over the
hasin and are well mappable, even the deltaic successions are fairly continuous. The
main sediment supply came from the NW-W directions in Transdanubia, while from
the NW and alsó the NE directions in the Hungárián Piain, in the eastem part of
Hungary (Fig. 10). Sedimentary supply was somé coarser-grained and larger from the
NW and fmer-grained from the NE, depending on the hinterland. This caused somé
differences between E and W in the geometry of facies, which was alsó affected by the
paleomorphology and thermal subsidence of the hasin.

Peculiarities of sedimentation are caused on one hand by relative lake-level
fluctuations, on the other hand by the above mentioned differences in sediment input.
The relative water-level changes were affected mainly by strong tectonics, differential
thermal subsidance, and probably alsó by eustacy, although we do nőt know nothing
about the connections, and there are no faunistical evidences. Changes can be caused
alsó by changes of climate.

Nevertheless, the fluctuations can be detected by the great variances in the thickness

*

of the littoral (delta front, delta piain) facies associations (Törtei and Újfalu Formation),
its extreme thickening in a special zone around the Hungárián Piain and the Dráva
Basin, where alsó the alluvial sediments pinches out or thins above them.

7. ábra. A dunántúli medencerészek pannóniai s.l. képződményeinek közel ÉNy-DK-i irányú
vázlatos rétegtani-szedimentológiai szelvénye. 1. finom homokkő, 2. középszemü homokkő, 3.
aleurolit, 4. márga, 5. Neogén aljzat.

Fig. 7. Síratigraphical and sedimentological profilé in the Laté Neogene (Pannonian s.l)
sedimentary sequence across the Transdanuhian hasins in approximately NW-SE direction. l.fine-
grained sandstone, 2. medium-grained sandstone, 3. siltstone, 4. mari, 5. Neogene basement.

358

Földtani Közlöny 124/4

8. ábra. A Zala-medence pannóniai s.l. képződményeinek közel Ny-K-i irányú vázlatos rétegtani-
szedimentológiai szelvénye. 1. finom homokkő, 2. középszemű homokkő, 3. aleurolit, 4. márga,
5. neogén aljzat.

Fig. 8. Stratigraphical and sedimentological profile in the Laté Neogene (Pannonian s.l.)
sedirnentary sequence across the Zala Basin in approximately W-E direction. 1. fine-grained
sandstone, 2. medium-grained sandstone, 3. siltstone, 4. claymarl, 5. Neogene basement.

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonlítása

359

9. ábra. A Dráva-medence pannóniai s.l. képződményeinek közel DNy-ÉK-i irányú vázlatos
rétegtani-szedimentológiai szelvénye. 1. finom homokkő, 2. középszemű homokkő, 3. aleurolit,
4. márga, 5. neogén aljzat.

Fig. 9. Stratigraphical and sedimentological profile in the Laté Neogene (Pannonian s.l)
sedimentary sequence across the Dráva-Basin in approximately SW-NE direction. l.fine-grained
sandstone, 2. medium-grained sandstone, 3. siltstone, 4. mari, 5. Neogene basement.

360

Földtani Közlöny 124/4

10a ábra A Pannon-medence magyarországi részének üledékfelhalmozódási modellje. A Dunántúl
és az Alföld Ny-i része.

Fig. 10a. Three dimensional depositional models fór the Hungárián subbasins. Front the NW in
Transdanubia and the W part of the Hungárián Fiain.

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonítása

361

delta síkság

vizaloftl Hordalékkúp
rendszer

{ Derecske/- árok )

10a ábra A Pannon-medence magyarországi részének üledékfelhalmozódási modellje. Az Alföld
K-i része.

Fig, 10a. Three dimensional depositional models fór the Hungárián subbasins. From the NE in
the E part of the Hungárián Piain.

362

Földtani Közlöny 124/4

11. ábra. Az azonos íthatóság és térképezhetőség kritériumainak szem előtt tartásával javasolt
formációbeosztás az Alföldre (JUHÁSZ, 1992). 1. finom homokkő, 2. középszemü homokkő, 3.
aleurolit, 4. agyagmárga, 5. konglomerátum, 6. neogén aljzat, 7. mészmárga.

Fig. 11. Suggested lithostratigraphical chart far íhe Pannonian sequence of the Hungárián Piain,
bősed on the identification and detailed mapping of the Pannonian farmations. 1. fine-grained
sandstone, 2. medium-grained sandstone, 3. siltstone, 4. claymarl, 5. conglomerates, 6. Neogene
basement, 7. calcareous mari

Discussion and conclusíons

We propose the unifying of the lithostratigraphic subdivision of the Pannonian s.l.
sequence, since at the moment it has 48 formations in all, 26 of which are fór the
basins. According to the proposal, the subbasins should be characterized only by
approximately 10 formations, based on the genetic units discussed above. In the figures
the old formation names are adopted, simplified somewhat, with only the mappable
formations. These, however, highlight the similarity among the architecture of the
Pannonian succession in different parts of the basin (Fig. 1 1-12). In conclusion a new
unified lithostratigraphic nomenclature is proposed without selecting the final names and
stratotypes.

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonítása

363

12. ábra Az azonosíthatóság és térképezhetöség kritériumainak szem előtt tartásával javasolt
formációbeosztás a Dunántúli medenceterületek pannóniai képződményeire. 1. finom homokkő,
2. középszemü homokkő, 3. aleurolit, 4. agyagmárga, 5. konglomerátum, 6. neogén aljzat, 7.
mészmárga.

Fig. 12 Suggested lithostratigraphical chart far the Pannonian sequence of the Transdanubian
subbasins, based on the identijication of the Pannonian farmations. 1 . fine-grained sandstone, 2.
medium-grained sandstone, 3. siltstone, 4. claymarl, 5, conglomerates , 6. Neogene basement, 7.
calcareous mari.

Irodalom - References

BardóczB., Bíró E., Dank V., Gajdos I., Mészáros L., Németh G. &TormássyI. (1987):
A dunántúli medenceterületek kunsági (pannóniai s.str.) emeletbeli képződményei.
(Formations of the Kunság stage (Pannonian s.str.) in the Transdanubian basins) — MAPI
Évkönyve LXIX, 149-178.

Bérczi I. & Phillips R.L. (1985): Processes and depositional environments within Neogene
deltaic-lacustrine sediments. Pannonian Basin, Southeastern Hungary. - Geophysical
Transactions, special edition, 71-87.

Bérczi I., Dank V., Gajdos I., Pap S., Révész I., Szentgyörgyi K. & Völgyi L. (1987):
Az Alföld kunsági (pannóniai s. str.) emeletbeli képződményei. (Formations of the Kunság
stage (Pannonian s.str.) in the Haungarian Piain). — MÁFI Évkönyve LXIX, 179-198.
Elliott, T. (1986): Deltas. In: Reading, H.G. (ed.): Sedimentary Environments and Facies.
Blackwell Scientific Publications, Oxford, 569 p.

364

Földtani Közlöny 124/4

13. ábra. Javasolt egységes litosztratigráfiai tábla a magyarországi neogén medencerészek
pannóniai rétegsorára a végleges nevek megjelölése nélkül, a cikkben vázolt, genetikai alapú
egységek figyelembevételével. 1. fine-grained sandstone, 2. medium-grained sandstone, 3.
siltstone, 4. claymarl, 5. conglomerates, 6. Neogene basement, 7. calcareous mari A: bazális
márgák, B: abráziós konglomerátum, C: turbiditek, D: neritikus fáciesek, E: litorális fáciesek,
F: alluviális üledékek, G: lignit, H: vulkáni termékek.

Fig. 13. Proposed unified lithostratigraphical chart fór the Laté Neogene (Pannonian s.l)
sedimentary sequence in the basinal areas of the Pannonian Basin, bősed on the major lithofacial
units. 1, fine-grained sandstone, 2. medium-grained sandstone, 5. siltstone, 4. claymarl, 5.
conglomerates, 6, Neogene basement, 7. calcareous mari A: basal maris, B: Coastal
conglomerates, C: turbidites, D: neritic facies, E: littoral facies, F: alluvial sediments, G: lignité
and brown coal, H: volcanic products.

Gajdos 1., Papp S., Somfai A. & Völgyi L. (1983): Az alföldi pannóniai (s.l.) litosztratigráfiai
egységei. (Lithostratigraphic units of the Pannonian s.l. formations in the Hungárián Piain).
— MÁFI, Budapest, 70 p.

GaLLOWAY, W.E. & Hobday, D.K. (1983): Terrigenous Clastic Depositional Systems.
Springer- Verlag, New- York.

JÁMBOR A. (1980): A pannóniai képződmények rétegtanának alapvonásai. (Basic features of the
stratigraphy of the Pannonian formations) — Alt. Földt. Szemle, Budapest, 14, 113-124.

JÁMBOR A. (1985): Magyarázó Magyarország pannóniai (s.l.) képződményeinek földtani
térképeihez. (General explanation fór the geological maps of the Pannonian s.l. formations
in Hungary) — MAPI, Budapest, 42 p.

JÁMBOR Á. (1989): Review of the geology of the s.l. Pannonian formations of Hungary. — Acta
Geologica Hungarica 32, 269-324, Budapest.

Juhász Gy.: A pannon részmedencék rétegsorának összehasonlítása

365

Juhász Gy., Molenaar, C.M. Bérczi I., Révész I., Kovács A. & Szanyi B. (1989): A
Békési-medence pannóniai (s.l.) üledékösszletének rétegtani viszonyai. (Stratigraphy of the
Pannonian s.l. sedimentary sequence in the Békés Basin). — Magyar Geofizika, 30/4-5,
129-145.

Juhász Gy. (1991): Sedimentological and lithostratigraphical framework of the Pannonian (s.l.)
sequence in the Hungárián Piain, Eastem Hungary. — Acta Geologica Hungarica, 34/1-2,
53-72

Juhász Gy. (1992): A pannóniai s.l. formációk térképezése az Alíoldön: elteijedés , fácies és
üledékes környezet. (Pannonian s.l. lithostratigraphic units in the Hungárián Piain:
distribution, facies and sedimentary environments) — Földtani Közlöny 122/2-4, 133-165,
Budapest

Juhász Gy. (1993): Relatív vízszintingadozásokrétegtani-szedimentológiai bizonyítékai az Alföld
pannóniai s. 1. űledékösszletében. (Sedimentological and stratigraphical evidences of water-
level fluctuatios in the Pannonian Laké). — Földtani Közlöny 123/4, 379-398, Budapest

KorpásnÉ Hódi M. (1987): A magyarországi fiatal neogén képződmények korrelációs
lehetőségei. (Korrelatiosmöglichkeit derjungen Neobildungen Ungams) — MÁFI Évkönyve
69, 435-452

Korpás-Hódi M., Pogácsás Gy. & Simon E. (1992): Paleogeographic outlines of the Pannonian
s.l. of the Southern Danube-Tisza Interfluve. — Acta Geologica Hungarica, 35/2, 145-163.

Marinovic, D. & Boskov-Stainer, a. (1971): Stratigraphy of oil and gas fields in the
territory of Yugoslavia. — Nafta 22/6, 524-532

Mattick, R.E. et al. (1988): Seismic stratigraphy and depositional framework of sedimentary
rocks in the Pannonian Basin, SE Hungary. In: ROYDEN, L. & Horváth, F. (eds.): The
Pannonian Basin - A study in basin evolutio. AAPG Memoir 45, 117-146.

Miall, A.D. (1984): Principles of Sedimentary Basin Analysis. Springer Verlag, New York,
490 p.

Mucsi M. & RÉVÉSZ 1. (1975): Neogene evolution of the southeastem part of the Great
Hungárián Piain on the basis of sedimentological investigations. — Acta Min.-Petr. Szeged.
22/1, 29-49.

Mutti, E. (1985): Turbidite systems and their relations to depositional sequences. — In:
Provenance of arenites. (G.G. ZUFFA ed.) Reidel Publishing Co. pp. 65-93

Pirson, L. (1970): Geologic Well-log Analysis. Gulf Publishing Co., Houston, Texas, 370 p.

Pogácsás Gy. & Révész I. (1987): Neogén delta jellegek szeizmikus sztratigráfiai és
szedimentológiai vizsgálata a Pannon-medencében. — MÁFI Évkönyv 62, 267-273.

Pogácsás Gy., Szabó A. & Szalay J. (1992): Az alföldi progradációs delta sorozatok
kronosztratigráfiai viszonyai. (Chronostratigraphical features in the progradational deltaic
sequences in the Hungárián Piain) — Magyar Geofizika XXXIII/1, 1-13.

Pogácsás Gy., Müller P. & Magyar, I. (1993): The role of seismic stratigraphy in
understanding biological evolution in the Pannonian Laké (SE Europe, Laté Miocéné). —
Geol. Croat. 46/1, 63-69, Zagreb.

Reading, H.G. (1978): Sedimentary Environments and Facies. Blackwell Scientific Publications,
Oxford, 569 p.

RÉVÉSZ I., Bérczi I. & Phillips, R. L. (1989): A Békési-medence alsópannóniai
üledékképzödése. (Lower Pannonian sedimentation in the Békés Basin). — Magyar Geofizika,
XXX/2-3, 98-113, Budapest.

Royden L., Horváth F. & Rumpler J. (1983): Evolution of the Pannonian basin system 1.
Tectonics. - Tectonics, 2/1, 63-90.

SZENTGYÖRGYI K. & JUHÁSZ Gy. (1988): Sedimentological characteristics of the Neogene
sequences in SW Transdanubia, Hungary. - Acta Geologica Hungarica 31/3-4, 209-225.

-

a

"4

0

M

iísa

í. fi

•^itaino«iriM»»6 itonihétgflW iCKMfcliwiliWf nooniKi A ; yO SeAhuI

- - 'l-r 3

A (9»l) .8 rvwASe A .A akvoA fíJ stóvMI'..t Cf jaM ^M.a ,>lf..^^1aJO^^ „xO 3^.muI ^

arfiloXrt

r ,.,f ' 'H ^

<.l.*)ruy conifl

.sr-mt ,a>nit3|«ÍH

^jaínafl^Wr.!.^ <utino.i _

nidi) ,

rniaN ruiri«2M[H »rfl j

,^dí-CCí

mi

!jf6llA Iá
^-■wírv lo

__ imf _ , _

4: Jisac^nbufl ,

eóÍ3iUa''}o^
av^ti^vá

m\

íi\

-£i ■,

■k

nüinorifi^ aiilrAO

.€dí-^r ,t\U,

fii >‘:ifoifpat,

^-Ut

’Miá imnhlu^ A ;(t^l) .^O
Ofáhrnttaíi) Jas:3r^fnii ^-liMnaUS
OiJ^mnrvt» rí*to^»yií5<wi^p^ «öt .dfí r *,iíii(lhjia>

^ lítaqabüg-

4^^•nir wttob«5g^ vUíi ,^0\aXHUl

i njt-brui Ki, >ln:jna^

I vi/íi bval

5vrAw>3I

..^ lOÓH^VO)!

í2ví^5^ .í^if^í¥Ífe_iKli.^ oiU^o .1.1

A >3 .:>iyow5iAM'

.^oittakí ,,

adT :(.*te)^lfi*^V«oH A ,1 ,MaaY05? 4M im? íonnag 4wil «í isUn /! {1

.d^í-VH ,il^ liomaM D^AA .<iiiutf>va |R«Mid fii A - oíiiiH luíiicinnif

*A.' f(Mm§rK-tÍT!t ti • ,4-sf*-íl VA>:-'>', •^-íílP^^.'Ofiííííí

.M <;v>^

íjrbi^i^ i4>a3<.niMt|í!:ifl> W

tei<yfU?mcfal'-*n<|,;^ ti; fóciwj^, F;?

^fi^ailifyiAMft^^ >íiíd<íwt .(íIpíjí) a .rrruk!

*tf44V€ aí^<ií^^W^íf

fíöjiiwk 4^0 ,

CK^|few^ííd!5£,,Sd»^wCíift^ .Áh'^hnÍkiIcm^ ^6lKiné^iba^l#^ ^

iiHáltof/k«aiiitt<riJ|oiq>l^«|»t^ .iftXnowW iarikviínjsionaii

lü «|»í '^ljíjli^^IXXX i3b:i:ítoaö 1® (/lii^ífiiüii^nyH arti oi eaanaupcx 1 "

»* fli dibi) nogítifai

á»wÍE5.

^ V ® ji;tJi.iiu»u io (5jiiivs w (oíjpiífiijnisnyri am w la

iii aif^wailo dcn wíT :(f:C^I) J .ímvoaM^Í* .<1 «ajJi^M .. (O

níjitp/i^ií^A^

c£>a^í. V W Pi^;IPAÍí‘^ íf *^^^****^^

<efiQ^(df^ .*ai:>«^ bfwftfTOmíWvfi3>(vöfi3mit^^^^ .D.H .OfUUAa)!

:■* , , • Ű 8. .. 'U..<<«.. T'l V tíSCiiV.' I8»., ■ . *^ /TI .: T-v ’ ti • »--»"■' ■

C.',UX>WA^. V* F itiDtUM'Sr, D K^vaí W)í:' Cl»%fi<? J>4íHjqií.'>d4bití|i|l|í^

A''' n<w«i);íi4^.íi .e«ijwfl„* íLisojiM ,4 savai

ii«ilgm(:5íy oí thA fl>i:-(i#íií»íii»rtt^ .Au. l^óiaL54«aí|»beflij£^^f:'t

waoin adA^^;«ÍlMlM3idlfeiJbiaiiia{xM^ ^y(0 5aA.HU( A .X l'ronÓVc^TTOXÍ

W2loi»4^a(/paácii

'^'' '■ “tWílP

*íj 1 •'■A, Ti ti

■ ,m

Földtani Közlöny 124/3, 367 — 379 (1994) Budapest

A szmektit-íllit átalakulás függése a hőmérséklettől

Smectite-illite geothermometry

VicziÁN István’

(3 ábrával)

••

Összefoglalás

A dolgozat első része irodalmi áttekintés, amely a szmektit -* illit/szmektit kevert szerkezet

illit átalakulási sor geo termo méterként való alkalmazási lehetőségeit tárgyalja. A fúrási
szelvények ásványtani vizsgálatán, valamint modellkísérleteken alapuló reakciókinetikai modellek
szerint a szmektit-hányad az idő, a hőmérséklet, a kationok, elsősorban a aktivitása, valamint
az aktiválási energia függvénye. A szerves anyaghoz képest a reakció lefolyása nagyon lassú, a
kb. 3 millió évnél rövidebb hőhatások már „hirtelen” hatásoknak tekintendők, amelyekre még
nem volt ideje az illit/szmektitnek kellő mértékben reagálni.

Vitatott kérdések a termodinamikai értelemben való egyensúly kérdése, valamint az elemi
rétegek (fundamental particles) szerepe. Kifejlődtek más szervetlen diagenezisjelzők is, így a
klorit, corrensit, valamint a kova-ásványok.

A dolgozat második részében röviden összefoglaljuk - cseh és szlovák együttműködés
segítségével - a Pannon- és Bécsi-medence diagenetikus viszonyait. Általában a normális
süllyedéses betemetődési modell érvényesül, de pl. a Makói-árokban és a Kelet-Szlovákiai-
medencében az átalakulás inkább a „hirtelen” hőhatás modelljéhez áll közel.

Az átalakulás hőmérsékleti tartománya közel megegyezik az olajképződés zónájával.

Abstract

In the first part of the paper recent publications on the application of the series smectite -►
mixed-layer illite/smectite ^ illite as geothermometer are reviewed. Reaction kinetic models
based on mineralogical studies of downhole samples and laboratory experiments show that the
smectite proportion depends on the variables time, temperature, activity of cations (especially of
K^), and activation energy. As compared with organic matter, the reaction is very slow, heat
effects of approximately less than 3 millión years duration are considered as „short life” effects.
In these cases no complete response of the illite/smectite composition to the heat effect can be
expected.

There are still discussed problems such as the problem of equilibrium phases in a
thermodynamic sense and the theory of fundamental particles. New methods using inorganic
maturity indicators such as chlorites, corrensite and silica minerals have been developed.

In the second part of the paper a short summary of the studies in the Pannonian and Vienna
Basins is given. The results were obtained by cooperation with Czech and Slovak colleagues. In

'Magyar Állami Földtani Intézet, 1143 Budapest, Stefánia út 14.

368

Földtani Közlöny 124/3

generál, the normál burial model prevails. In few cases such as in the Makó Through and East
Slovak Basin the model of „short life” effects is more appropriate.

The temperature rangé of the smectite-illite transformation nearly coincides with the oil
generation zone.

Key words: clay minerals, geothermometry, smectite, illite, Pannonian basin

Bevezetés

A Pannon-medence vonatkozásában egy korábbi publikációmban már foglalkoztam
ezzel a témával (VicziÁN, 1985). Jelen tanulmányomban az újabb irodalmat ismertetem,
majd néhány újabb értelmezési eredményt mutatok be.

Az újabb irodalom áttekintése

A diagenezis során bekövetkező szmektít-illit átalakulás kutatása az elmúlt évtizedben
reneszánszát éli. A röntgendiffrakciós, sőt bizonyos fokig az elektronmikroszkópos és
izotópos vizsgálatok is szinte rutinszerűen folynak (így pl. Oroszországban a Kaukázus
északi előterében levő kőolajtelepeken is, lásd Nedumov, 1993). A figyelem
mindinkább az értelmezést elősegítő földtani és kémiai modellek kialakítása felé fordul.
Ezen belül a geotermometriai alkalmazási lehetőség az egyik fő kérdés.

Közvetlen hőmérsékleti adatokkal való összehasonlítás

POLLASTRO (1993) az I/S (illit/szmektit) geotermométer CH-földtani alkalmazására
hoz fel példákat, bizonyítva a Hoffman-Hower (1979)-modell érvényességét a 3-300
millió éves időközben és az ennél rövidebb ideig tartó hőhatások esetében, amelyekre
az I/S lassan reagál:

Átalakulás Hoffman-Hower modell Rövid hőhatások

szmektit -* l/s (R=0) 50-60 ®C változó

l/s (R=0) (R = l) 100-110 120-140 *»€

l/s (R = l) - (R=3) 170-180 170-180

POLLASTRO kiemeli az eredeti szmektit-összetétel, valamint a rétegsorok utólagos
lepusztulásának jelentőségét az átalakulási görbe kialakításában. A CH-földtani
alkalmazás alapja, hogy az olajképződés hőmérsékleti tartománya is a fenti hőmérsékleti
intervallumba esik.

Közvetlen S % - hőmérséklet görbét közöltek és a kiindulási anyagot is
megkülönböztették ( „shale”, ,;bentonite” ) SucHA és munkatársai Szlovákiában (SUCHA
et al. 1991; SuCHA et al. 1993a, b). A 80-as évek idevágó irodalmából DiLL (1989)
idéz néhány fontos publikációt.

ViCZIÁN I.; A szmektit-illit átalakulás függése a hőmérséklettől

369

Közvetett hőmérsékleti adatokkal való összehasonlítás

Közvetetten a hőmérsékletre következtethetünk a vitrinitreflexióval való
összehasonlításból. A publikációk egy részéből az 1992. évben szerkesztettünk
összehasonlító diagramot S és között (HÁMOR- ViDÓ és ViCZIÁN, 1993).

Velde és Lanson (1993) a rövid (10 ezer éves nagyságrendű, pl. Salton Sea,
Califomia) és a hosszú (pl. paleozóos-mezozóos rétegek a Párisi-medencében) hőhatások
megkülönböztetésére is felhívják a figyelmet. SCHEGG-nek (1992) a svájci Molassz-
medencére vonatkozó adatai közül az I/S adatok kevésbé pontosak, de a kapott
összefüggés regionális értelemben alapjában véve jó. Rövid távú hőhatás a
termálvizektől is eredhet (Rajna-árok, TODOROV et al., 1993).

Idősebb képződményekkel foglalkozik HiLLlER és Clayton (1989, devon) és
BÜHMANN (1992, perm). Ez utóbbi publikáció Dél-Afrikából bonyolult földtani esetet
ír le, ahol a diagenezisfok kialakításában dolerit intniziók hőhatása is szerepet játszott.
Ez lehet az oka, hogy az általa kapott S % - R^ % összefüggés nem hasonlít semmi
más, eddig általam ismert lelőhelyére sem.

A Makói-árok egy részére MÁTYÁS J. is készített ilyen komplex diagenetikus modellt
(magyarországi előadás: 1994. január 6., Budapest, MÓL Rt.).

Saját vizsgálataim Nigériában a Benue-árokban hidrotermális érctelepek környékén
mutattak ki összefüggést S % ill. az illit kristályossági fok és Rq között. A szmektit
illitesedésében ki lehetett mutatni egy regionálisan ható betemetődési és egy lokális
hidrotermális hőhatást (Akande és ViCZIÁN 1993, 1994).

Az átalakulás mechanizmusának modelljei

Eberl (1993) három kémiai folyamatot különböztet meg a szmektit-illit átalakuláson
belül:

1. Szmektit átalakulása illitté(>58 % S).

2. Iliit kristályosodása (szmektit egyidejű feloldódása mellett (58-20 % S).

3. Az illit átkristályosodása az Ostwald-féle érési folyamat (Ostwald ripening)
következtében (>20 % S).

Eberl szerint a 2. folyamat 80°C körül indul meg, az illit kristályosodásához
szükséges a káliföldpátból ered, amelyet - többek között - a kerogén éréséből
felszabaduló ionok oldanak fel. így a CH-képződés katalizálja az illitképzödést, és
nem fordítva, mint régebben gondolták. Lényegében a fenti 3 szakasz meglétét támasztja
alá Buatier, Peacor és O’Neil (1992), valamint SUCHA, Elsass és Vass (1993) is.

Reakciókinetikai modellek

Az átalakulási reakció kinetikáját tanulmányozva Pytte és REYNOLDS (1989) egy
ötödrendű kinetikai egyenlettel találtak jó egyezést. Maguk is csak formálisnak tartják
ezt a modellt („that is difficult to reconcile with physical-chemical principles”), a
valóságban több elemi reakció láncolata lehet a helyes megoldás. A modell-terület egy
magmás intrüzió környezete volt. Huang et al. (1993) laboratóriumi modellkísérletek

370

Földtani Közlöny 124/3

alapján jó egyezést kaptak egy másodrendű egyenlettel. Velde és Vasseur (1992)
olyan kinetikai modellt állítottak fel, amely lényegében az Eberl (1993)-féle 1. és 2.
zónának megfelelő két lépéssel közelítette az átalakulást. Egyelőre azonban a Huang-
és a VELDE-féle megközelítés eredményei nagyon távol vannak egymástól.

Velde és Vasseur - Huang és munkatársaival ellentétben - nem laboratóriumi
kísérletekből indult ki, hanem feltételezte előre a kinetikai egyenlet alakját, és annak
paramétereit közelítette a furásszelvények empirikus adatai alapján. Feltételezték, hogy
a szmektit-illit átmenet elsőrendű reakció formájában írható le:

dS/dt = -kS,

ahol S = szmektit-hányad, t = idő, k = reakcióállandó. Ebből

S = S.e-'^

ahol Sq = szmektit-hányad a reakció megindulásakor, ami nem feltétlenül ^ell, hogy
1, azaz 100 % legyen.

A reakcióállandó az Arrhenius-egyenlet alapján:

k(t) = A

ahol E = aktivációs energia, R = univerzális gázállandó, T = hőmérséklet (°K), A =
preexponenciális tényező, k időfüggését fejezi ki a k(t) írásmód, ami a földtani
modellben a hőmérséklet időfüggése, T(t) révén valósul meg. Végül is egy t időben
leülepedett réteg jelenlegi szmektit-hányadát a következő kifejezés íija le:

5(0 =5oe

Ha a hőmérséklet t növekedésével nő, ez a kifejezés a 0 felé közelít, a tapasztalati
megfigyelésekkel összhangban. E kifejezéssel számolva jól sikerült közelíteni az
átalakulás jellegzetes „fordított S” alakját a mélység-szmektit diagramon, de még nem
kaptak jól egyező A és E értékeket. Ezért a reakciót két részre bontották:

szmektit (R = 0) ^ I/S (R = 1) és
I/S (R = 1) ^ illit.

Az e2»kre kapott A,, E, és A2, E2 paraméterekkel már több medencében jó egyezést
kaptak a kísérletileg mért adatokkal. Szerintük a reakció nagyon érzékeny az időre, és
sokkal kevésbé a hőmérsékletre.

ViCZIÁN I.: A szmektit-illit átalakulás függése a hőmérséklettől

371

Huang és munkatársai a laboratóriumi modellkísérletekből kiindulva ügy találták,
hogy jó közelítés egy másodrendű kinetikai egyenlet, amely a szmektit-hányad
változását a

-dS/dt = k’S^

alakban íija le, ahol a jelölések megegyeznek az előzőekben tárgyaltakkal. Ha a
ionok aktivitását is külön tekintetbe vesszük, a

-dS/dt = k [K^]

összefüggést kapjuk, ami az. Arrhenius-egyenlettel kombinálva a következő alakra
hozható:

-dS/dt = A [K^] e

Ez a kifejezés a VELDE-félétől abban különbözik, hogy [K^]-t is figyelembe veszi,
emiatt A nem is lehet még hasonló sem, mint az előző modellben. Ezen kívül S a
négyzeten szerepel benne.

Az látható a fenti képletből, hogy a szmektit-hányad csökkenési sebessége (-dS/dt)
egyenesen arányos a pórusvíz -aktivitásával és nagyobb, ha a meglévő szmektit-
hányad még nagy, valamint hogy a hőmérséklet növelésével a szmektit-hányad az

1

típusú függvény szerint gyorsabban csökken. Huang et al. kiemelik, hogy a
hőmérséklet a szmektit-átalakulás sebességét meghatározó legfontosabb tényező. A
hőmérséklet hatásán túlmenően korrekciós faktorokat vezettek be a többi fontos kation
(Na^, Mg'^'^, Ca^'^) hatásának figyelembevételére is. Ezekkel számolva lehetővé válik
a pórusvízzel való kölcsönhatás modellezése is.

Az ismertetett modellekben a kapott aktivációs energiák eléggé eltérők, de azért
nagyságrendileg hasonlók:

Pytte és Reynolds (1989): 33,2 kcal/mol = 139,0 kJ/mol

Velde és Vasseur (1992): (1) 69,7 kJ/mol

(2) 37,4 kJ/mol

Huang et al. (1993): 28 kcal/mol = 117,2 kJ/mol

Termodinamikai meggondolások

Tovább tart a vita arról, hogy a természetben előforduló, nem egész-számú mólará¬
nyokkal jellemzett összetételű szmektit és illit ásványok, valamint ezek kevert
szerkezetei termodinamikai értelemben egyensúlyi fázisok-e, vagy sem. Peacor és
munkatársai Lippmann korábbi megállapításával értenek egyet, és nem tekintik ezeket
a reális ásványokat egyensúlyi fázisoknak. Megfogalmazásuk szerint az Ostwald-féle

372

Földtani Közlöny 124/3

lépcsős szabály értelmében a „nem-stabil szmektit’’ feloldódik és helyette „metastabil
illit” kristályosodik a szmektit - illit átalakulás során (Buatier et al. 1992).

Ugyanakkor Aj A és Rosenberg (1992) éles támadást indítottak LiPPMANN
szemlélete ellen, és vizes oldási kísérletekre, valamint LiPPMANN érvelése állítólagos
hibáira hivatkozva stabil fázisoknak tartják a természetben előforduló különböző
összetételű szmektiteket és Iliiteket.

Ransom és Helgeson (1993) szerint a szmektitek és ülitek nem stabil fázisok, de
összetételük kisebb változatosságot mutat, mint korábban, keverékek elemzése alapján
feltételezték. Mind a szmektitek, mind az Ülitek 3-3 komponens szilárd oldatának
tekinthetők, de ezek a komponensek még maguk sem termodinamikai fázisok, hanem
további, ideális szélső tagok (pl. ideális muszkovit, pirofillit stb.) szilárd oldatának
tekinthetők. Az így jellemzett ülitek és szmektitek kevert szerkezetei viszont nem
tekinthetők e komponensek szilárd oldatának, hanem csak szoros összenövési (intimate
intergrowth) vagy helyettesítési (replacement) jelenségeknek tekinthetők.

Röntgendiffrakciós módszertani fejlesztés

Az elektronmikroszkópia kifejlődése bizonyos mértékig megkérdőjelezte a
hagyományos röntgendiffrakciós módszerrel kapott szmektit-hányadok megbízhatóságát,
különösen azáltal, hogy a röntgennel szmektitnek tekintett rétegek egy részét az elemi
illit szemcsék (fundamental particles) közötti szemcsehatámak tekintette, amely
diffrakciósán szmektitként viselkedik (interparticle diffraction). Feltételezték, hogy e
szemcsehatárok számát, és ezzel együtt a látszólagos szmekti thány adót az előkészítés
során alkalmazott diszpergálással nagymértékben befolyásolni lehet. Erre reagál
Reynolds cikke (1992): ő részletes laboratóriumi kísérletekkel bizonyította, hogy az
előkészítés nem változtatja meg az összetételt. Bevezette az elemi illit-rétegek
egymásrakövetkezésének jellemzésére a turbosztratikus indexet, és kimutatta, hogy az
lineárisan összefügg a duzzadó rétegek hányadával, vagyis minél nagyobb a szmektit-
hányad, annál inkább turbosztratikus a rétegek egymásrakövetkezése.

Lanson és Besson (1992) a különböző csillámok és kevert szerkezetek
bázisreflexióiból összetevődő komplex csúcs dekonvolúciójára dolgoztak ki módszert,
amellyel a törmelékes csillám és a diagenetikusan képződött fázisok elkülöníthetők.

A szmektit-hányad meghatározására a már klasszikusnak számító Perry és Hower-,
valamint SRODON-féle módszerek mellett Tomija, Takahashi és Watanabe (1988)
is közöltek határozó görbéket.

A változások a szmektit elfogyása után az illiten belül a politípia IM-ből 2M,-be való
átalakulását hozzák, ennek a nyomonkövetését szolgálja Tettenhorst és CORBATÓ
(1993) röntgendiffrakciós módszere. REYNOLDS és THOMSON (1993) egy valószínűleg
nem centroszimmetrikus politíp módosulatű illitet írt le homokkő pórusteréből, amelynek
pordiffraktogramja a 3T típuséhoz hasonlít.

VicziÁN I.: A szmektit-illit átalakulás függése a hőmérséklettől

373

Az illit/szniektittel párhuzamosan használható geotermométerek

A szerves anyag átalakulását mint párhuzamosan folyó diagenetikus folyamatot már
említettük.

A szervetlen ásványok közül jól használható hőfokjelzésre az opál-A opál-CT
kvarc átalakulás is, ez utóbbi hőfoka: 75-85 "C (POLLASTRO, 1993).

Mind többen felfedezik a kloritokat is mint diagenezisjelzo ásványokat. Az
anchizónára ÁRKAI (1991) alkalmazta sikerrel a „klorit kristályossági fokot”. HiLLlER
és Velde (1991) elektronmikroszondával kimutatta, hogy a diagenetikus kloritok
összetétele törvényszerűen változik a hőmérséklettel. A kloritok geotermometriára való
felhasználhatóságáról DE Cárit AT et al. (1993) készítettek irodalmi áttekintést. Külön
téma a kristálykémiai összetétel mellett a politípia hőmérsékletfüggése, amely még nem
ad egyértelmű összképet (Walker, 1993).

A kloritok rokonsági körébe tartozó kevert szerkezetek közül a corrensit önálló
ásványfázis mivolta mellett érvelt Shau, Peacor és Essene (1990). A corrensit/klorit
szabálytalan kevert szerkezet viszont már a corrensit további diagenetikus átalakulását
jelző átmeneti terméknek tekintendő (HiLLlER, 1993). Ezt bizonyos fokig én is
feltételeztem (VicziÁN, 1990), de végülis a mecseki triász corrensit/klorit kevert
szerkezetei esetében inkább az ülepítő közeg kémiai összetételének változása látszott
valószínűbb oknak (VicziÁN, 1993).

A Pannon-medencebelí adatok értelmezése

1993-ban a hőmérséklet és a szmektit-hányad összefüggését vizsgáltuk egy szlovák¬
magyar összehasonlítás keretében a Pannon-medence különböző részein, valamint a
Bécsi-medencében (Francu et al., 1993). Itt azokat a közvetlen hőmérsékleti és
szmektit-hányad adatokat használtuk fel, amelyek az egyes fúrásokra nézve már
régebben rendelkezésre állottak (1. ábra). A Magyarországra eső részmedencékben a
következő fúrásokat vettük figyelembe:

Dráva-medence:

Gyékényes-1.

Somogyudvarhely-2.

Makói-árok és DK- Alföld:

Hód-I.

Bácsalmás-I,

Domaszék-1.

Sarkadkeresztijr-ÉNy-2.

N agykunsági-medence:

Endrőd-3.

Gyoma-1.

Kunszentmárton-1.

Zalai-medence:

Csesztreg-I.

Zebecke-2.

374

Földtani Közlöny 124/3

0

1000

2000

£

^ 3000

CL
CD

Q

4000

5000

6000

0 50 100 150 200 250

Temperature {°C)

1. ábra. A hőmérséklet változása a mélység függvényében az egyes részmedencékben.

Fig. /. Variation of temperature versus suhsurface depth in partial depressions of the Pannonian
and Vienna Basins.

Az egyes részmedencék rövidítései: E.SLOV: Kelet-Szlovákiai-medence, VIENNA: Bécsi¬
medence, DANUBE: Kisalföld, MAKO-HB: Makói-árok és Békési-medence (DK-Alföld),
DRAVA: Dráva-medence, ZALA: Zalai-medence, NGKUN: Nagykunsági-medence.
Abbreviations of the subbasins: E.SLOV: East Slovakian, MAKO+B: Makó Through and Békés
(S E. Great Hungárián Piain), NGKUN: Nagykunság Basin.

Az ábrákat J. Francu szerkesztette (1993).

The figures were constructed by J. Francu (199S).

VicziÁN I.: A szmektit-illit átalakulás függése a hőmérséklettől

375

A szmektit-hányad változását a mélység függvényében a 2. ábra mutatja be
részmedencénként. A görbék lefutása és az átalakulási zóna nagyon különböző mélysége
megegyezik a hasonló célú megelőző kutatási eredményeinkkel (HÁMOR-Vidó és
VicziÁN, 1993). Velde és Vasseur (1992) összeállításában az átalakulás fö
szakaszának mélysége a viszonylag fiatal, harmadidőszaki rétegeket harántolt texasi
fúrások lefutásához hasonlít. Ezekben a geotermikus gradiens kisebb, az eltelt idő
viszont nagyobb, mint a Pannon-medencében, mutatva e két fő változó, a hő és az idő
ellentétes hatását.

0

1000

2000

£

^ 3000

<D

G

4000

5000

6000

0 20 40 60 80 100

% S in l/s

2. ábra. A szmektit-hányad (S) változása a mélység függvényében az egyes részmedencékben.
Fig. 2. Variation of smectite proportion (S) versus subsurface depth in partial depressions of the
Pannonian and Vienna Basins.

376

Földtani Közlöny 124/3

Ha a szmektit-hányadot nem a mélység, hanem a jelenlegi hőmérséklet függvényében
ábrázoljuk, az egyes részmedencékre utaló pontok sokkal jobban tömörödnek, és
bizonyos - felfelé növekvő - szórással egy egységes trendvonallal jellemezhetők
(3. ábra). Érdekes, hogy a magyar adatok középső helyet foglalnak el a két
szélsőségként megjelenő Kelet-Szlovákiai-medence és a Bécsi-medence között. Kivételt
képeznek az általános tendencia alól a Hód-I. fúrás nagyhőmérsékletű részéből kikerült
minták (175-220 °C), ezek rendkívüli viselkedése még mindig nem tisztázott. A
mintapontok tömörödése ellenére még mindig észrevehető különbségek vannak az egyes
részmedencék között, elsősorban feltehetően a hőtörténet különbségei következtében.

A szmektit-hányadok (S) változását a hőmérséklet függvényében részletesebben
tekintve jó egyezés látszik a POLLASTRO (1993) által összefoglalt törvényszerűségekkel,
valamint több más, az irodalmi áttekintésben említett adattal:

1. Kis hőmérsékleten S szórása nagy, valószínű, hogy a kiindulási anyagban a
terrigén törmelékes üledékek esetén Sq = kb. 80 % és nem 100 %.

2. A közös trendvonalat tekintve a kiindulási szmektitből az átalakulás valahol 60 °C
táján indul meg, és ha az R = 1 típusú I/S határát 40 % S-nél húzzuk meg, akkor az
(R = 0) (R = 1) átalakulás hőmérséklete az irodalmi adatokkal összhangban 100-110
°C körül van. Az (R = 1) -»(R = 3) átmenetet Srodon (1980) nyomán S = 20 %-nál
véve ennek hőmérséklete viszonylag kicsi, 140 °C körül van. A trendvonal lefutásában
a törés azonban inkább lejjebb, 160-170 °C körül látszik, ami már közelebb van a
Pollastro által megadott 170-180 °C hőmérséklethez.

3. A 3. ábra diagramján a Kelet-Szlovákiai-medence és a Hód-I. fúrás anyaga
helyezkedik el legalul, vagyis az adott S %-ot nagyobb hőfokon éri el, mint a többi
részmedence anyaga. Itt a szmektit I/S átalakulás 90 °C-ra és az (R = 0) -» (R = 1)
átalakulás 120-130 °C-ra tehető, ami a rövid hőhatásnak kitett medencékre jellemző.

4. Ami a K^ ion hatását illeti, még nem készültek rendszeres vizsgálatok a
rétegvizek kémiai összetételének hatásáról. Annyi az eddigi adatokból is látszik, hogy
lefelé a Pannon -medencében is elfogy egy bizonyos mélység alatt a káliföldpát,
bizonyára a diagenetikus feloldódás következtében.

••

Összefoglalás

Mind több vizsgálat igazolja, hogy a szmektit illit átalakulás egyes szakaszai
meghatározott hőmérséklet-tartományban mennek végbe, és így a folyamat megfelelő
földtani értelmezés mellett hőmérsékletjelzésre használható.

A Pannon-medence magyarországi és szlovákiai részében végzett vizsgálatok adatai
jó összhangban vannak az irodalmi adatokkal, és az átalakulás tényezői közül a hő
mellett a kiindulási összetétel és az idő hatását is tükrözik.

Temperature (°C)

VICZIÁN I.: A szmektit-illit átalakulás függése a hőmérséklettől

377

50

100

150

200

250

+

♦

E.SLOV

□

VIENNA

X

DANUBE

4-

MAKO+B

O

DRAVA

-

ZALA

Á

NGKUN

TREND

0

20

40

60

80

100

% S in l/s

3. ábra. A szmektit-hányad (S) változása a hőmérséklet függvényében az egyes részmedencékben

és a közös trendvonal.

Fig. 3. Variation of smectite proportion (S) versus temperature in parttal depressions of the
Pannonian and Vienna Basins.

Irodalom - References

Aja, S.U., Rosenberg, P.E. (1992): The thermodynamic status of compositionally-variableclay
minerals: a discussion.- Clays Clay Min. 40/3, 292-299.

378

Földtani Közlöny 124/3

Akande, S.O., VICZIÁN, I. (1993): Studies of burial metamorphism in the Cretaceous sediments
of the Southern Benue Trough and Anambra Basin, Nigéria (abstract). - Annual Meeting of
the Nigérián Áss. Petrol. Explorationists, 1993, Lagos.

Akande, S.O., VicziáN, I. (1994): Illite crystallinity and smectite contents of mixed-layer
illite/smectites in Upper Cretaceous shales of the Benue Trough, Nigéria. - (in prep.)

Árkai, P. (1991): Chlorite crystallinity: an empirical approach and correlation with illite
crystallinity, coal ránk and mineral facies as exemplified by Paleozoic and Mesozoic rocks
of northeast Hungary. - J. Métám. Geol. 9, 723-734.

Buatier, M.D., Peacor, D.R., O’Neil, J.R. (1992): Smectite-illite transition in Barbados
accretionary wedge sediments: TEM and AEM evidence fór dissolution/crystallization at low
temperature. - Clays Clay Min. 40/1, 65-80.

BÜHMANN, C. 1992: Smectite-to-illite conversion in a geothermally and lithologically complex
Permian sedimentary sequence. - Clays Clay Min. 40/1, 53-64.

De Carttat, P., Hutcheon, I. & Walshe, J. L. (1993): Chlorite geothermometry: a review.

- Clays Clay Min. 41/2, 219-239.

Dill, H. (1989): Facies and provenance analysis of Upper Carboniferous to Lower Permian fan
sequences at a convergent plate margin, using phyllosilicates, heavy minerals and rock
fragments (Erbendorf Trough, F.R.G.). - Séd. Geol. 61, 95-110.

Eberl, D.D. (1993): Three zones fór illite formation during burial diagenesis and
metamorphism. - Clays Clay Min. 41/1, 26-37.

Francu, J., Sucha, V. & VicziáN, I. (1993): Expandability as related to diagenesis and
geothermal conditions in the West Carpathian - Pannonian region (Central Europe) (abstract).

- Geol. Soc. Am., North-Central Sect., 27th Annual Meeting, Rolla, Missouri. Abstracts
with Programs 25.3.17.

Hámor-Vidó, M., VicziáN, I. (1993): Vitrinite reflectance and smectite content of mixed-layer
illite/smectites in Neogene sequences of the Pannonian Basin, Hungary. - Acta Geol. Hung.
(in prep.)

Hillier, S. (1993): Origin, diagenesis, and mineralogy of chlorite minerals in Devonian
lacustrine mudrocks, Orcadian Basin, Scotland. - Clays Clay Min. 41/2, 240-259.

Hillier, S., Clayton, T. (1989): Illite/smectite diagenesis in Devonian lacustrine mudrocks
from northem Scotland and its relationship to organic maturity indicators. - Clay Min. 24,
181-196.

Hillier, S., Velde, B. (1991): Octahedral occupancy and the Chemical composition of
diagenetic (low-temperature) chlorites. - Clay Min. 26, 149-168.

Hoffman, J., Hower, J. (1979): Clay mineral assemblages as low grade metamorphic
geothermometers: application to the thrust faulted disturbed beit of Montana, U. S. A. In
ScHOLLE, P. A., SCHLUGER, P. R. (ed.): Aspects of Diagenesis. SEPM Spec. Publ. 26,
55-79.

Huang, Wuu-Liang, LONGO, J. M. & Pevear, D. R. (1993): An experimentally derived kinetic
model fór smectite-to-illite conversion and its use as a geothermometer. - Clays Clay Min.
41/2, 162-177.

Lanson, B., Besson, G. (1992): Characterization of the end of smectite-to-illite transformation:
decomposition of X-ray pattems. - Clays Clay Min. 40/1, 40-52.

Mátyás J. (1994): Néhány hazai pannon/pontusi formációnk diageneziséről. Előadás, MÓL Rt.,
Budapest, 1994. jan. 6. (Lecture, in Hungárián)

Nedumov, R. I. (1993): Problemü litologii, geohimii i paleogeografii kajnozojszkih otlozsenij
Predkavkaz’ja. Szoobscsenie 1. O szvjazi uszlovij formirovanija sz litologiej i geohimiej
majkopszkih otlozsenij. - Litol. i polezn. iszkop. 6, 36-54.

POLLASTRO, R. M. (1993): Considerations and applications of the illite/ smectite geothermometer
in hydrocarbon-bearing rocks of Miocéné to Mississippian age. - Clays Clay Min. 41/2,
119-133.

VicziÁN I.: A szmektit-illit átalakulás függése a hőmérséklettől

379

Pytte, a. M., Reynolos, R. C. (1989):. The thermal transformation of smectite to illite. In
Naeser, N., McCulloh, T. H. (ed.): Thermal History of Sedimentary Basins. Springer,
New York, 133-140.

Ransom, B., Helqeson, H. C. (1993): Compositional end members and thermodynamic
components of illite and dioctahedral aluminous smectite solid Solutions. - Clays Clay Min.
41/5, 537-550.

Reynolds, R. C. Jr. (1992): X-ray diffraction studies of illite/smectite from rocks, < 1 ^m
randomly oriented powders, and < 1 /im oriented powder aggregates: the absence of
laboratory-induced artifacts. - Clays Clay Min. 40/4, 387-396.

Reynolds, R. C. Jr., Thomson, C. H. (1993): Illite from the Potsdam Sandstoneof New York:
a probable noncentrosymmetric mica structure. - Clays Clay Min. 41/1, 66-72.

SCHEGG, R. (1992): Coalification, shale diagenesis and thermal modelling in the Alpine Foreland
basin: the Western Molasse basin (Switzerland/ Francé). - Org. Geochem. 18/3, 289-300.

Shau, Y.-H., Peacor, D. R. & Essene, E. J. (1990) Corrensite and mixed-layer
chlorite/corrensite in metabasalt from northem Taiwan: TEM/AEM, EMPA, XRD, and
optical studies. - Contr. Min. Petr. 105, 123-142.

A

Srodon, J. (1980): Precise Identification of illite/smectite interstratifications by X-ray powder
diffraction. - Clays Clay Min. 28/6, 401-411.

SUCHA, V., Elsass, F. & Vass, D. (1993): Diagenetic illitization of smectite from the shales
of the Danube basin. - Acta Geol. Hung. (in prep.)

SucHA, V., Kraus, I., Gerthofferová, H., Petes, J. & Sereková, M. (1993): Smectite to
illite conversion in bentonites and shales of the East Slovak Basin. - Clay Min. 28, 243-253.

SucHA, V., Kraus, I., Petes, J. & Francu, J. (1991): Diagenesis of two smectite types in the
East Slovakian Basin. - Proc. 7th Euroclay Conf., Dresden, 1991, 1025.

Tettenhorst, R. T., CorbatÓ, C. E. (1993): Quantitative analysis of mixtures of IM and 2M,
dioctahedral micas by X-ray diffraction. - Clays Clay Min. 41/1, 45-55.

Todorov, I., SCHEGG, R. & WlLDI, W. (1993) Thermal maturity and modelling of Mesozoic
and Cenozoic sediments in the south of the Rhine Graben and the Eastem Jura (Switzerland).
- Ed. Geol. Helv. 86/3, 667-692.

Tomita, K., Takahashi, H. & Watanabe, T. (1988): Quantification curves fór mica/smectite
interstratifications by X-ray powder diffraction. - Clays Clay Min. 36, 258-262.

Velde, B., Lanson, B. (1993): Comparison of I/S transformation and maturity of organic matter
at elevated temperatures. - Clays Clay Min. 41/2, 178-183.

Velde, B., Vasseur, G (1992): Estimation of the diagenetic smectite to illite transformation in
time-temperature space. - Am. Min. 77, 967-976.

VicziÁN, I. (1985): Diagenetic transformation of mixed-layer illite/smectites in deep zones of the
Pannonian Basin (Hungary). - 5th Meeting of the European Clay Groups, Prague, 1983,
135-140.

VicziÁN, I. (1990): Transformation of corrensite in deep zones of diagenesis, Mecsek Mts., S.
Hungary. - "Phyllosilicates as indicators of very low grade metamorphism and diagenesis",
Conference in Manchester, 1990. Abstracts.

VicziÁN, I. (1993): Clay mineralogy of Middle Triassic evaporitic and carbonate rocks, Mecsek
Mts. (S. Hungary). - llth Conf. Clay Min. Petr., C. Budejovice, 1990, 135-144. (Ed. by
Konta, J.). Univ. Karlova, Praha.

Walker, J. R. (1993): Chlorite polytype geothermometry. - Clays Clay Min. 41/2, 260-267.

i /

■Mi

A :.I ^^ISTXV

r{%$^Vpfí9úiM^

•w»oH»Tit >iIi fittWH lién»49^:(iUé^irt^uir.vvf«KUif of

tibc Ni^cn*# Aif. iVyrwí J W» Ugot^ .% .O^l-tCl .áioY waH

dtlmiwi^r^híjMil ' !M^Vt«aMiin^i4 ^ íitíéyiRÜómi ic«^«w01 . Ondit) ^oasi<;K£ftH v ;

ÁGICÁI. P tülbritó p^tftUíflHy: bm einpWml áfi^f^»éeh U0 cOne?Aii5ei^»lítóiic

nii^ 4Í>». fmü üúi^m.éŐ6li&^\éaik^ m uilitOKdSiiriLiAj^

1c xf^ ^mabv/oq bainoho <Iff|r bnn

lávsrm M Ó., PtAOOu iiiM

:^oVaMRiili«q0iM9^»íi tudutt^ /ht

Mrtíjíew'tií^^ (IVIjlki .fiüi^; /40.a^U 4^^~H^Ao«ra8 nciixi 5htomínx*cniii»>ao« jI' a

rnortaW 3<l) :nÍMd

kn^biutiittr.Bíui xáMtímo^; kCi^W^^^^^iiiKAy\aííí£r¥S%c^if^

í^íaT aviíiiioa mofl lUttdftií.ifn ni ^/i«ftimoo\airnpUki
iíil J., H* (1489): p4«:ű4 «fVÍfir*5viEju/ií,c iflliíyllCni'JtóPlí íia.

fr«^,^>c»UA 'L nitvií^fTr agK. F.k.O.)i íIJ^^ÍC^ »X^ “ .nohojnTlib

Í9l&d!l »íli áiá^ ijl£#'4iktll IbfACÁiASiÉílbt^^ .AfTMti

n»íi«iíH^’423i. C%É? Klus» Jo«0 lövA * .ni^ >düfl*Q ^Hilo j

. 4'i*iiibKŐ^^it<iC& fytAHiJMÍll ic

oiO m Biv^J 9ÜAAÍlri.^AafM|Í

witja Ptt^^f^rt5ÍÍ3[)]^ 4*^1 ,n«»b«yía liiV .aoi9 - iiiiüfl nfiraUvMlg Iía3

J|A»4>4b7mo.<^^ jiv

.•4',x(»»W^iiniíiotüm boA lannarfT (€441) W ,WJíW A .9 .OOŰH^Z ,vo>i jdcÜr*

‘rnr 4**^.oetMí. 0*%iUÍUö BiwW, SxítWv^'* i» -

ii<ma8F,»«^r «í9<«K;( T vt^>TATiMCli

vtxüicá íNfü^tolo x^nuMmi tMiHiKNiarcnv^^riAii E\Jlonüah*qmoD :(044I) ,0 4>A4>«(aa.J , 9 'CUaV
FJ . !í;», 8.^ VfcUí^ B. fl8al0r-dI?lAiC^lá'UaMü|»i9'_ix*Í^ -^h4k>»itti»9nrí» bj>*«vafeit» óf
ni i)dlt^|aieÍMid> <ífliV)iWóiiidk6JA2i^$[C1^ D ,jku3k?^V ..S .^lOiaíV

üpr lAJN. l Hpwi^* I* (t^^k ’

adl totFihbbAétflIsídMJán^ )Ul

, C8«1i A»a?n9 pirjöoiíjl xiiiP' d3&«i<4t, »3lva# Í4? sfüixíM dlR.'‘;iÍAjiciA^^ Hy^ifelS. ; juncirtáí^ Z6»r 1

55rt^: jufflr 'r ' o^t~m^ i^,

A<4/<M 9(iPaM4«nohiiii*‘b lWjbotS'«/rm^B4nn»frJ(^^ . kéaúá ’

i

41/?

a ^.£j:#níadA 0441 ,iaJtóHao«M ni >an3Tr»tno3j

I

.? _

t<l .«aVfM4>«e(\0«í1 ,i#y«i«lt>nH .2} .e>M

’KíATTAS I. ÍIIW4): NV'dlnv'1«.:»i ’iíifMKin/poBtut} lünniU.lirfnHA'irtghi'^ ttri£>'4A)v aHUURLi
.rdg>4l<b<l%8^l8^%tl4 :?íhoWD ;(€44I) .0 .1 «Sí^ÁW
NriitíiAOV, R í <19^3' PruíMi ilMotíb, 5-H>liiJöii i gAkojjt^ai^dfti IttjiHicojízkih otb^tttów
Pri;<w^k«^iiX*jA. Si^^4fu:. 'mk O xfvjAVi oí^ikivij &anittiv^^}4 mi; lilologH^ i g»ohimkf
u\i]]:opilk^ K'ihf^rT!^ - LM. t v A<vp. 6^ 3IÍ^54

Rm, iA^f%0 . ^ M » ( \ 3 )* C^Aiuí^T^mn ftnd i* . »í’ tl.<^ Wliic/ im^ute gooüt^i^amitvr

m nYdrc>ciLfb«rj&-Íjátfl1?»g ,^fc;s j RIKhAisi)6 tó ' líí^i^inippáin .%gc: *- CkyACi -y Min,

■ a i9-.i3l '

•I

1

1

Földlani Közlöny 124/3, 381—402 (1994) Budapest

Dél-dunántúli neotektonikai modellek
a magyar földtani szakirodalom alapján

Neotectonic models of SW-Hungary
based on the Hungárián geological literature;

a review

Gerner Péter'

(4 ábrával)

Abstract

The ideas about the neotectonic behaviour of SW-Hungary can be divided intő three groups.
Based on the published papers in the Hungárián geological literature, the main features of the
models, the geological data used in these theories and somé discrepancies in and between the
models are reviewed.

Model 1. Extensional fractures. In this model the neotectonics of the studied area is
characterised by normál faulting, vertical displacement and tilting. Most of the transverse and
longitudinal valleys are considered as surface manifestations of basement faults in the Lower and
Upper Pleistocene, respectively. This theory is in good agreement with the geomorphologic data
of SW-Hungary, however there is still no geological evidence fór faulting along the valleys.

Model 2. Folding. It describes the tectonics of the Neogene and Quatemary sediments by
folds with axes oriented in E-W direction. The theory of uniform folding is hardly accepted in
the Hungárián literature due to the small dips of the sedimentary layers, which are very difficult
to measureexactly. At somé places the existence of the folds is doubtless, bút these are regarded
as a result of different amount of compaction above the basement slopes. Nevertheless, in a few
cases the folds are situated above deep basins, where the compaction cannot produce surface
highs.

Model 3. Thrusting. The most accepted model treats the structures of SW-Hungary as thrusts
resulted of NW-SE compression. It is supposed that asymmetric wedges were pushed along
strike-slip faults and low angle thrust-faults, by which the observed structures can be explained.
The drawback of this theory is that in somé cases the same structure could be interpreted without
compressional forces as well. The geological sections which were used to prove the existence of
thrust faults, could alsó have different explanations.

A conclusion of this review is that nőne of the models is based on unquestionable data base,
and therefore the statements of the models cannot be refused or proved. Therefore the lack of
data allows many contrasting interpretations.

'ELTE Geofizikai Tanszék, H-1083 Budapest, Ludovika tér 2.

382

Földtani Közlöny 124/3

Összefoglalás

A magyar földtani szakirodalomban a Dél-Dunántúl neotektonikájával foglalkozó cikkeket
három különböző szerkezeti modell köré csoportosítva e cikk összefoglalja a modellek fő
ismérveit, a felhasznált adatokat, az irodalomban fellelhető illetve a jelenlegi ismeretek alapján
megfogalmazható ellentmondásokat.

1. modell. A terület fiatal tektonikáját jellemzően normál vetőkkel, vertikális elmozdulásokkal
és táblás billenésekkel leíró modell a dunántúli kereszt- és hosszanti völgyek tektonikus eredetére
épül, amelyet az aljzat töréses jellegéből származtat. A keresztvölgyek kialakulását az alsó-, a
hosszanti völgyekét a Balaton keletkezésével együtt a felsőpleisztocénba helyezi. E megközelítés
jól összhangban van a felszín morfológiai jellemzőivel, azonban a völgyek tektonikai meghatáro¬
zottságára nincs megfelelő földtani bizonyítéka.

2. modell. A Dunántúlt neotektonikáját K-Ny-i redőkkel és szinklinálisokkal leíró gyürődéses
felfogás a legkevésbé elfogadott a szakirodalomban. A modell által gyűrődésekként leírt
szerkezeteket mások leginkább települt boltozatként vagy az aljzat rögeinek vertikális mozgása
során létrejött szerkezetnek tekintik, azonban néhány esetben ez a magyarázat nem állja meg a
helyét.

3. modell. A legkevesebb ellenvéleményt kiváltó harmadik modell a neotektonikai
jelenségeket pikkelyeződésekként, egy DK-ÉNy-i kompresszió eredményeként fogja fel. E hatásra
lapos feltolódási síkok és oldaleltolódások mentén kitolódó aszimmetrikus ékek létrejöttével
számol, amely segítségével a Dél-Dunántúl fiatal feltolódásait és kompressziós szerkezeteit
értelmezni tudja. E modell hátránya, hogy több esetben ugyanaz a jelenség nemcsak horizontális
kompressziós hatással magyarázható, hanem anélkül is megérthető, illetve hogy néhány helyen
olyan szerkesztett földtani szelvényeken alapul, amelyek másképpen is értelmezhetők.

Key words: neotectonics, Transdanubia, Hungary, Pannonian basin

Bevezetés

A Dél -Dunántúl területéről a század elejétől kezdve vannak különböző ismeret-
anyagra alapozott és különböző szemlélettel készült szerkezetföldtani modellek, amelyek
a terület neotektonikai fejlődéstörténetével is foglalkoznak. Ennek a munkának a célja
az irodalomban fellelhető cikkek alapján a modellek neotektonikai részének kritikai
áttekintése és összefoglalása, illetve a jelenleg rendelkezésre álló adatokkal való
összevetése.

Neotektonika alatt a jelenleg zajló tektonikai folyamatokat értem, függetlenül attól,
hogy azok mikor kezdődtek el és jelenleg milyen intenzitásúak (Horváth és Gerner,
1993). A Dél-Dunántülon a földtani és geofizikai módszerekkel nyomozható utolsó
jelentős tektonikai változás a neogén-negyedkor határán történt. Míg a pannóniaiban és
a pliocénben általános süllyedés ment végbe, a negyedkorban csak vékony üledék
rakódott le, helyenként jelentős kiemelkedéssel és erózióval. Ennél későbbi tektonikai
változásra földtani bizonyítékok - jelenlegi ismereteink szerint - nincsenek, így a Dél-
Dunántül neotektonikai elemzése során a negyedkorban végbement szerkezetföldtani
folyamatokat és az ezeket leíró modelleket vizsgálom.

A Dél-Dunántűl jelenleg 200-300 méter tengerszint feletti magasságú dombság,
amelyet hosszú, párhuzamos völgyek tagolnak nyugaton E-D-i, kelet felé EENy-DDK-
i, majd ÉNy-DK-i irányban. A továbbiakban Erdélyi (1961) defimciója alapján
kereszt- vagy harántvölgyek alatt a Zalától a Dunáig húzódó, nyugaton É-D-i, kelet felé

Gerner P. : Dél-dunántúli neotektonikai modellek

383

előbb ÉÉNy-DDK-i majd ÉNy-DK-i irányú völgyeket (Bulla, 1964: „meridionális
völgyek”), míg hosszanti völgyek alatt a Középhegység csapásával nagyjából
párhuzamos somogyi völgyeket értem. A területet észak és északnyugat felől a
Dunántúli-középhegység 500-600 méterre kiemelkedő, mezozóos karbonátokból álló
hegyvonulata; keleten a Duna ártere és medre; délkeleten a 600-700 méter magas
Mecsek-hegység perm-jura korú üledékei határolják (1. ábra). Délnyugat felé a
morfológiai határt a Dráva és Mura folyók jelzik. A dombság felszínén 5-30 méter
vastag felsőpleisztocén lösz és a völgyekben holocén ártéri üledék települ. Ezalatt
jelentős, helyenként akár 2000-3000 méter vastagságot is elérő pannóniai agyagmárga
és homokos üledék található, amely diszkordanciával erősen tagolt neogén, mezozóos
és paleozóos kőzetekből álló aljzatra települ.

1. ábra. A vizsgált terület (bekeretezett rész) helyzete a Pannon-medencében. 1: molassz; 2: flis;
3: szirtöv; 4: Belső-Kárpátok és Alpok; 5: vulkánitok. TCR: Dunántúli-Középhegység.

Fig. 1. Situation of the studied area in the Pannonian hasin. 1: molass; 2: ftysch; 3: Pieniny
Klippen Beit; 4: Inner Carpathians and Alps; 5: volcanites. TCR: Transdanubian Central Rangé.

384

Földtani Közlöny 12^13

A terület - földtani felépítéséből következően - már a század elején kedvező
lehetőséget nyújtott a pusztán terepi észlelésen alapuló, fúrásos és geofizikai adatokat

A

nélkülöző kutatáshoz. így a szerkezetföldtant is részleteiben tárgyaló első munkák a
század tízes évéből ismeretesek (LÓCZY 1913, Cholnoky 1918). A kutatáshoz további
lendületet a húszas-harmincas években beinduló kőolajkutatás adott (Pávai Vájná 1917,
1926, 1931), amelynek során a terepi adatok mellett már fúrásos (Papp 1939) és
geofizikai adatokat is felhasználtak (Vajk 1943). A terület morfológiai leírása a Balaton
és a Zala környékén a harmincas években indult (KÉZ 1931, Bulla 1943), és napjainkig
tart (Marosi & Szilárd 1958, 1974, 1981; Marosi 1968, 1969, 1970; Szilárd 1967).
A Balaton kialakulása és fejlődése szorosan kapcsolódik a a Dél-Dunántúl negyedkori
földtörténetéhez, a tó környéki kutatások a régészettől (SÁGI 1971) a geodéziai
szintezésig (Bendefy 1964) további adatokkal járultak hozzá terület megismeréséhez.

Neotektoníkai modellek

A Dél-Dunántúl neotektonikáját leíró modelleket jellegüket tekintve három fő
csoportba lehet osztani, azonban köztük a határ nem mindig húzható meg élesen. Ebben
a fejezetben a három modell kialakulását és főbb ismérveit foglalom össze.

1. modell: töréses szerkezetalakulás

A század elejétől napjainkig találhatók a földtani szakirodalomban olyan munkák,
amelyek a Dél-Dunántúl neogén-negyedkori szerkezeti folyamatait törésekkel, ezen belül
is leginkább normál vetőkkel, illetve több tíz négyzetkilométer területű táblák billenésével
és vertikális elmozdulásával írták le. Tektonikai elemzésüket általában az azonos korú
képződmények eltérő tengerszint feletti magasságában mutatkozó különbségekre, a
terület morfológiai jellegzetességeire, terepi szerkezeti megfigyelésekre (vetők és
dőlésadatok), illetve fúrások és szerkesztett szelvények ismeretanyagára alapozták.

E modell alapvonásait a század elején LÓCZY (1913) írta le, és a Dél-Dunántúl
földtani felépítését és szerkezetét ismertető első munkák is ebben a szemléletben
készültek (Cholnoky 1918, Lóczy 1918, ifj. Lóczy 1926). A fenti adatok alapján
LÓCZY (1913) azt állapította meg, hogy a pannóniai és pleisztocén üledékek uralkodóan
vízszintes településűek, de a csökkenő intenzitású tektonikai folyamatok hatása
észrevehető bennük. Az azonos korú üledékek helyenként eltérő tengerszint feletti
magasságú helyzetéből és a somogyi völgyek felismert sugaras szerkezetéből a
Középhegységre merőlegesen végbement árkos süllyedésre és táblás leszakadásra
következtetett. Ennek korát pontosabb meghatározás nélkül a pannóniai és a pleisztocén
közé helyezte, és egyidősnek vélte a Balaton-fel vidéki bazalt-vulkanizmussal. Ehhez a
folyamathoz kötötte a Balaton kialakulását is. A zala-somogyi keresztvölgyeket előbb
az árkos süllyedés következményének (LÓCZY 1913), majd egy későbbi munkájában
(Lóczy 1918) általában csak tektonikus vonalaknak írta le (2. ábra).

A keresztvölgyek eredetét az 1906-os San Francisco-i földrengésnél észlelt
horizontális elmozdulásokból merített analógia alapján CHOLNOKY (1918)
oldaleltolódásokkal magyarázta. Véleménye szerint a keresztvölgyek tektonikus
eredetűek, méghozzá az oldaleltolódások által fellazított üledékben létrejött szélbarázdák.

Gerner P.: Dél-dunántúli neotektonikai modellek

385

Rámutatott, hogy LÓCZY (1913) véleményével szemben a völgyek mentén nagyobb
vertikális vetődések nem lehetnek, és a folyóvízi eróziós eredetet is kizárta a jelenkori
vízfolyások kis mérete alapján. A Somogyi-dombság területén a Kapós, a Koppány és
a Jaba folyók hosszanti völgyei mentén viszont normálvetőket tételezett fel, amelyek
mentén a pannóniai üledékből álló rétegek déli dőléssel kibillentek. A Balaton
kialakulását NyDNy-KEK-i csapásü törések mentén bekövetkezett, aszimmetrikus
süllyedésnek tulajdonította, amelyet a Kapós-völgy szerkezetével vélt hasonlónak. Ifj.
LÓCZY (1926) már Pávai Vájná felfogásával (lásd 2. modell) vitatkozva fejtette ki,
hogy a Dunántúl szerkezetét elsősorban törések alakították ki, amelyek a földrengések
alapján a jelenkorban is aktívak lehetnek. Szerinte a somogyi töréses szerkezet az aljzat
töréses jellegének megnyilvánulása. Gyűrődést csak vastag neogén üledékben, a
horvátországi redők folytatásában tartott elképzelhetőnek.

2. ábra. Az 1. modell által feltételezett normálvetők iránya. A jelölt szerkezetek helyzete csak
tájékoztató jellegű. 1: Belső-Kárpátok és Alpok; 2: vulkánitok. 3: normálvető.

Fig. 2. Direction of normál faults proposed in the 1. model. The signs do nőt indicate the true
hcation of the faults. 1: Inner Carpathians and Álps; 2: volcanites; 3: normál fault.

386

Földtani Közlöny 124/3

A Dél-Dunántűlon az ötvenes években végzett térképezés során újból LÓCZY
modelljéhez tértek vissza (MiHÁLTZ 1953), azonban a további munkák néhány ponton
jelentős módosításokat jelentettek az eredeti felfogáshoz képest. Ennek fo oka az volt,
hogy a pleisztocén részletesebb kronológiai tagolásával lehetőség nyílt a
szerkezetfőldtani és morfológiai folyamatok korának pontosabb meghatározására, illetve
hogy a pleisztocén periglaciális jelenségek és a folyóvízi tevékenység előtérbe
helyezésével a keresztirányú völgyek genetikája került új megvilágításba.

SÜMEGHY (1953, 1954) a pleisztocén elejére, a bazalt-vulkanizmus kezdetére
helyezte a keresztvölgyek irányát meghatározó törések kialakulását, amelyek mentén
folyók vágódtak be. Ezek alakították ki a völgyeket, bennük pleisztocén folyóvízi
üledéket halmoztak fel. Ilyen eredetű pleisztocén üledéket valószínűsített SÜMEGHY
(1953) a völgyek csapásában a Balaton medencéje alatt is, a tó kialakulását a holocén
elejére helyezve. A Kapós völgyében végzett geomorfológiai vizsgálatok során Szabó
P. (1957) a völgy korát a pleisztocén és a holocén közé sorolta be, núvel észlelései
szerint a táblás billenések érintették a felsőpleisztocén löszt is.

A somogyi dombvidék morfológiai tanulmányozása alapján Marosi & Szilárd
(1958) az alsópleisztocénbe helyezte a keresztvölgyek kialakulását, amelyeket szerkezeti
irányokat követő folyók hoztak létre (2. ábra). A hosszanti völgyeket (Kapós, Koppány,
Jaba) a Balaton árkával együtt felsőpleisztocén szerkezeti mozgásokkal magyarázták,
amelyekkel együtt déli dőléssel táblás billenéseket is feltételeztek. A Balaton kialakulását
térben és időben szakaszos süllyedés eredményének tulajdonították. Modelljük szerint
(Marosi & Szilárd 1981) az első elősüllyedékek a keresztirányú völgyek csapásában
ÉÉNy-DDK-i törések között a középsőpleisztocén végén kezdtek kialakulni, amelyekben
kezdetben durvább üledékek halmozódtak fel. A felsőpleisztocénben a hosszanti völgyek
csapását követő vetősíkok mentén jelentek meg az első résztavak, a würmben a mai
helyzetnél magasabban jött létre az egységes vízfelület. A holocén legelején végbement
KEK-NyDNy-i törések közti árkos besüllyedésnek tulajdonították a mai tó medrének és
vízszintjének kialakulását. További munkáik (Szilárd 1967, Marosi 1968, 1969, 1970;
Marosi & Szilárd 1974), illetve Ádám (1964, 1969), Bulla (1964) és Pécsi (1969,

1986) cikkei ezen modell mellett számos bizonyítékot felsorolva szintén ebben a
szemlélet jegyében készültek.

A keresztirányú völgyek tektonikai eredete mellett foglalt állást CSERNY & CORRADA
(1990) a Balaton üledékeiről készített térkép tektonikai értelmezése során. A
szeizmoakusztikus mérések alapján megszerkesztett É-D-i és ÉÉNy-DDK-i töréseket
oldalelmozdulásoknak tartották, amelyek néhány esetben a part keresztirányú völgyei
felé futnak ki. SÍKHEGYI (1985) és Brezsnyánszky & Síkhegyi (1987) űrfelvételek
lineamentumainak elemzése során szintén a keresztirányú völgyek tektonikai eredete,
illetve a hosszanti völgyek mentén történt táblás kibillenések mellett foglaltak állást, nem
zárták ki azonban a hosszanti völgyek mentén fellépő térrövidülés lehetőségét sem.

2. modell: gyúrődéses tektonika

A negyedkori töréses szerkezetalakulással szemben a gyűrődéses tektonika
elméletének hívei a Dél-Dunántúlon az üledékes rétegek és az alaphegység folytonos
gyűrődésének tulajdonítanak elsődleges szerepet. Ezen elmélet megalapozójának Pávai
Vájná (1917, 1926, 1931, 1943) tekinthető, aki modelljét terepi dőlésmérések adataira.

Gerner P.: Dél-dunántűli neotektonikai modellek

387

a Kárpáti-Alpi-Dinári rendszer gyűrődéseinek analógiájára, a vízfolyások bevágódó és
feltöltő jellegének változásaira és az üledékek sztratigráfiájára alapozta.

Ezen adatok alapján arra a következtetésre jutott, hogy a földkéreg tektonikus
mozgásai ma is változatlan intenzitással folynak, és ezek nyomai - gyűrődések
formájában - megtalálhatók a fiatal üledékekben is, azokon mérhető elváltozásokat
okozva. A Dél-Dunántűlon munkatársaival több ezer dőlésadatra alapozva pannóniai és
pleisztocén üledékekben K-Ny-i irányű tengelyekkel redőket, antiklinálisokat és
boltozatokat (brachyantiklinális) térképezett ki, általában néhány fokos dőlésszög alapján
(3. ábra). Értelmezése alapján a redők az egész Dunántúlon keresztül követhetők, még
a pleisztocén üledékekben is mérhető nyomot hagyva (PÁVAI Vájná 1943).

3. ábra. A 2. modell által feltételezett redótengelyek csapása. Ajelölt szerkezetek helyzete csak
tájékoztató jellegű. 1: Belső-Kárpátok és Alpok; 2: vulkánitok. 3: redőtengely.

Fig. 3. Direction of fold axes proposed in the 2. model. The signs do nőt indicate the true
location of the folds. 1: Inner Carpathians and Alps; 2: volcanites; 3: fold axis.

A gyűrődések kiváltó okaként a Dunántúlon a Mecsek és a Középhegység paleozoós
kristályos rögeinek lesüllyedése által a környező mezozóos és neogén rétegekre
gyakorolt nyomóhatást jelölte meg (Pávai Vájná 1931). E folyamat során a süllyedékek
felé irányuló takarós áttolódásokat is leírt, amely a pikkel yeződéses elmélet (lásd 3.

388

Földtani Közlöny 124/3

modell) fontos részévé vált. Az észlelt töréseket a fenti mozgásokhoz kapcsolódó
másodlagos jelenségként, azok záró fázisaként jelölte meg. A redőket a miocén
közepétől napjainkig tartó időszak folyamatos szerkezeti mozgásaival hozta kapcsolatba.

A harmincas évektől újrakezdődő kőolajkutatás során már szeizmikus és gravitációs
méréseket is alkalmaztak. Ennek alapján Papp (1939) azt állapította meg, hogy a
geofizikai mérések alapján Zalában kimutatott redők csapása megegyezik a Pávai Vájná
által kimutatott redők irányával, azonban a redőtengelyek helye nem esik egybe.
Strausz (1943) ugyanazon a területen végzett földtani térképezés során arra a
következtetésre jutott, hogy az alsópleisztocén kavicsok lerakódása alatt a gyűrődés még
folyamatban volt, a kavicsok szinklinálisokban rakódtak le. A később bekövetkező
erózió az antikl inál i sokban a puha pannóniai homokos rétegeket lepusztította, ezért
jelenleg a redőtengelyek a völgyekben találhatók és nem a dombhátakon, ahogy PÁVAI
Vájná feltételezte.

Vízkutató fúrások és víztermelő kutak rétegsorainak szisztematikus feldolgozása és

korrelációja során Urbancsek (1963, 1977) számos szelvényt szerkesztett, amelyeken

szintén tükröződik a negyedkori rétegek gyűrődése, sőt az a legtöbb helyen a felszín

domborzatával is kapcsolatot mutat. Mike (1980) a Balaton környékén számos helyen

a felszíni rétegek dőlésadatait gyűjtötte össze, amelyre alapozva a pannóniai rétegek

redőzöttségét állapította meg, ugyanekkor ezeket a töréses szerkezetalakulás mellett csak

másodlagos fontosságúnak tartotta. Három redőpásztát írt le a Balatontól délre, amelyek

a tó nyugati végénél legyezőszerűen szétnyílnak NyÉNy-KDK, Ny-K, NyDNy-KÉK

✓

irányban. Egy, a Délnyugat-Dunántúlon készült E-D-i irányú szeizmikus szelvény
értelmezése alapján Horváth & Rumpler (1984) olyan boltozatot írt le, amely nem
egy aljzatbeli kiemelkedés felett települ, hanem miocén utáni K-Ny-i csapású gyűrődésre
utal. E boltozat tengelye felett a felszíni domborzat is kiemelkedik, ami szintén
megerősíti a jelenség fiatal korát.

3. modell: pikkelyezddések

Az ötvenes évektől kezdve alakult ki a Dél-Dunántúl szerkezetét leíró harmadik
modell, amely a terület szerkezetföldtani felépítését egy DK-ENy-i irányú horizontális
erő feltételezésével magyarázza. Ezen elmélet nagyobb részt fúrási adatokra, földtani
szelvényekre, terepi megfigyelésekre és mechanikai modellek analógiájára alapozták.

SCHMIDT E. (1951, 1952, 1957) szerint a Cseh-masszívum és Dobrudzsa felől ható
ellentétes irányú, de nem egy egyenesbe eső erő következtében a hegységek rögei
egymás mellett elforogtak és széttöredeztek. A Dunántúli-középhegység mezozóos
rögeire ható DK-i irányú aktív erő következtében azok délkeleti peremeikkel feltolódtak
a szomszédos rögre (4. ábra), eközben belső deformációkat szenvedtek és eltorímltak.
A folyamat során létrejött kiemelkedéssel és a kiemelt rögök között kialakult
süllyedékekkel magyarázta a dunántúli tercier medencék kialakulását, illetve a
folyóteraszok kiemelt helyzetét is. Egyed (1954) véleménye szerint hasonló irányú
feszültség hatására létrejött Mohr-töréssíkok mentén alakult ki a magyarországi
folyórendszer is. A Középhegység délkeleti peremén lévő litéri feltolódás eredetét
KÓKAY (1956) DK-i irányú kompressziós erőhatásra vezette vissza, amelynek során
aszimmetrikus ékek tolódtak ki lapos feltolódási síkok és horizontális eltolódások

Gerner P.: Dél-dunántúli neotektonikai modellek

389

mentén. A mozgások ezen a területen több lépcsőben, a krétától a pannóniai végéig
történhettek.

4. ábra. A 3. modell által feltételezett feltolódások iránya. A jelölt szerkezetek helyzete csak
tájékoztató jellegű. 1: Belső-Kárpátok és Alpok; 2: vulkánitok. 3: feltolódás.

Fig. 4. Direction of thrust faults proposed in the 3. model. The signs do nőt indicate the true
location of the faults. 1: Inner Carpathians and Alps; 2: volcanites; 3: thrust fault.

Ezen elméletet teijesztette ki Erdélyi (1961, 1962) fúrási rétegsorok elemzése
alapján a Somogyi-dombság területére és a negyedkori üledékekre is. Megfigyelése
szerint a Balaton-felvidéki feltolódások csapása párhuzamos a somogyi hosszanti
völgyekkel. Ez utóbbiak nem egyenes vonalak, hanem íveltek, továbbá a völgyek déli
peremén a felsőpannóniai üledékek magasan a völgy talp felett vannak, ellenben az
északi oldalon néhányszor tíz méterrel a felszín alatt találhatók. Terepi mérései szerint
ez a szintkülönbség térrövidüléses szerkezetekkel járt együtt. Ez alapján jutott ERDÉLYI
(1961) arra a következtetésre, hogy a DK-i dőlésű táblák északi szélükkel rátolódtak a
szomszédos táblára. A Balaton-felvidéki rátolódások ezzel ellentétes irányú dőlését ügy
értelmezte, hogy azok egy, a Balaton tengelyével párhuzamos antiklinális északi, míg
a somogyi táblák a déli peremén helyezkednek el. Ennek az ÉK-DNy-i tengelyű
antiklinálisnak a kialakulását délkelet felöl jövő nyomással magyarázta, amely hatására

390

Földtani Közlöny 124/3

a redő szárnyai a mag felé tolódtak. A terület törésvonalait is a fenti jelenséghez
kapcsolta ügy, hogy azok a térrövidülés során a redő tengelyével párhuzamosan és
merőlegesen keletkeztek, az aljzat töréses szerkezetének hatására. Az aljzatban ék alakú
rögöket tételezett fel, amelyek É-D-i és ÉÉNy-DDK-i csapásé törésekkel határoltak.
Erdélyi (1962) szerint e törésvonalak követhetők a negyedkori üledékekben is, ezek
mentén jöttek létre a jelenkori vízhálózat fő irányai. A keresztirányú völgyeket e törések
mentén lépcsős vetődéssel kialakult árkoknak, a hátakat sasbércekének írta le, amelyek
a felsőpleisztocénben a hosszanti völgyek előtt alakultak ki.

Bendefy (1964) a geodéziai szintezési pontok elmozdulásait tektonikai okokra,
mégpedig ismétlődő DK-i nyomásra vezette vissza. Erős kompresszív hatást feltételező
pikkely eződéseket írt le Wein (1967) a Mecsek-hegység északi pereméről, amelyek a
szarmatában, a pannóniaiban és a negyedkorban is aktívak voltak (4. ábra). EÉNy felé
irányuló fel tolódás! felületeket tételezett fel NÉMEDI Varga (1977) Dombóvár
környékén a Kapós völgyében, mélyfúrási adatokra támaszkodó szelvények alapján. E
tektonikai vonal keleti és nyugati irányú kiterjesztésével definiálta a Kapos-vonalat,
amelyre merőlegesen néhány száz méter térrövidülést, csapásában pedig 5-10
kilométeres eltolódást valószínűsített. Későbbi munkáiban (NÉMEDI Varga 1983, 1986)
aszimmetrikus ékszerkezeteket írt le a Mecsek környékéről, majd DK felé irányuló
feltolódást Tengelic környékéiről.

Viták és ellenvélemények a szakirodalomban

A fentebb leírt modellekkel kapcsolatban számos ellenérv és cáfolat is megtalálható
a szakirodalomban. Ezek alapján világos, hogy egyik modell sem írja le maradéktalanul
a Dél-Dunántúl neotektonikáját, illetve hogy számos fontos bizonyíték hiányos vagy nem
ismeretes. Néhány esetben szükségesnek látszik a modellekből következő egyes földtani
jelenségek összevetése is a jelenlegi ismereteinkkel. Nyilvánvaló azonban az is, hogy
ezek a neotektonikai modellek nem állnak szöges ellentétben egymással, amit néhány
közös elem is bizonyít. E fejezetben a három modell ellenében kifejtett
ellenvéleményeket foglalom össze.

A Dél-Dunántúl uralkodóan töréses szerkezetalakulását hangsúlyozó modellel (lásd
1. modell) szemben a húszas évektől kezdve fogalmazódtak meg ellenvélemények
(Maros 1925, Pávai Vájná 1926, 1931), a keresztvölgyek kizárólag deflációs eredetét
és/vagy a terület gyűrődéses jellegét hangsúlyozva. PÁVAI rámutatott, hogy a
keresztirányú völgyek töréses jellege csak feltételezés, alátámasztására nincs földtani
bizonyíték. Vajk (1943) geofizikai adatok alapján szintén megkérdőjelezte a völgyek
tektonikai eredetét, mivel a szeizmikus és gravitációs mérések alapján szerkesztett
törésvonalak a legtöbb esetben keresztezték a völgyek irányait. Részletes földtani
térképezés és szerkezetföldtani adatgyűjtés után Strausz (1942) szintén kétségbe vonta
a keresztvölgyek tektonikai eredetét, viszont a hosszanti völgyek esetében azt
lehetségesnek tartotta. A Paks környéki geológiai és geofizikai kutatások alapján
világossá vált, hogy a keresztirányú völgyek tektonikai eredetére továbbra sincs
meggyőző földtani bizonyíték (Balla et al. 1993).

A három modell közül a legnagyobb vitát és ellenkezést a PÁVAI VAJNA-féle
gyűrődéses felfogás (lásd 2. modell) váltotta ki. Kezdetben a legnagyobb probléma az
volt, hogy a mérési adatok és eredmények nem voltak publikálhatók, mivel azok kőolaj-

Gerner P.: Dél-dunántúli neotektonikai modellek

391

kutatási célokat szolgáltak. IQ. LÓCZY (1926) rámutatott, hogy nem ismeretes a redők
csapása és kiteijedése, így az elméletet nem tekintette igazoltnak. A terület uralkodóan
töréses tektonikájának hangsúlyozása mellett nem zárta ki a neogén antiklinálisok
létezését, de azokat nem tartotta egy gyűrődéses szerkezetalakulás eredményének. Újabb
geológiai és geofizikai adatok alapján a rétegdőlés-mérést, mint a redők kijelölésére
alkalmas módszert kérdőjelezte meg Papp (1939). Szerinte ez a módszer hamis képet
nyújt, mivel számos helyen a boltozatokat különböző korú üledékben mért dőlések
alapján szerkesztették meg, illetve Strausz (1942) dőlésadatai szerint a területen
vízszintes vagy 1-2 fokos dőlésű üledékek csak néhány helyen sejtetik a földtani
szerkezetet. Vajk (1943) a szeizmikus adatokból számított dőléseket úgy értelmezte,
hogy azok az elsüllyedt rögök oldalai felett a különböző méretű kompakció
eredményeképpen jöttek létre, települt boltozatot alkotva. E mérések alapján a neogén
üledékekben lévő boltozatok léte számos helyen megerősítést nyert, azonban cáfolták a
PÁVAI Vájná (1926, 1931) által feltételezett gyűrődéses eredetet. Kórössy (1963) jóval
több mélyfúrási adat ismeretében a medencealjzat rögeinek vertikális mozgására és
kompakciós hatásra vezette vissza a neogén boltozatok keletkezését. JÁMBOR (1980) a
pannóniai rétegekben megfigyelt dőléseket szintén települt boltozatként értelmezte.

A pikkelyes szerkezeteket és a DK-ÉNy-i kompressziót előtérbe állító elmélet (lásd
3. modell) váltotta ki a legkisebb vitát a szakirodalomban, aminek oka nyilván az
lehetett, hogy a másik két modell számos elemét magában foglalja. E felfogással
szemben a horizontális kompresszió tagadásával Moldvay (1965, 1971, 1972)
fogalmazott meg elsőként ellenvéleményt. A Mecsek keleti peremén leírt boltozatokból
arra következtetett, hogy azok nem lehetnek a hegység E-D-i horizontális torlódásának
az eredményei. Szerinte a hegységek peremén kialakult feltolódásos zónák nem
vízszintes erőhatás, hanem az alaphegység függőleges kiemelkedésének a
következményei. Ezt a megközelítést alkalmazta a Dunántúli-középhegységre is
(Moldvay 1971, 1972), a hegységet mint kiemelkedett diapír-jellegű boltozatot és
diapír-közi felszínt, a peremeken lévő medencéket mint előmélyedést definiálva. Ennek
alapján hangsúlyozta, hogy az ismert feltolódásos szerkezetek kialakulásához nem
szükséges a horizontális kompresszió feltételezése, illetve hogy a hegységek diapír
jellegű kiemelkedése ezt a modellt nem támasztja alá.

A Mecsek északi előterére (Tari 1992), illetve a Dél-Dunántúlra (Gerner 1992)
létezik olyan elgondolás is, amely a kialakult szerkezeteket oldalelmozduláshoz
kapcsolódó transzpresszióval magyarázza. Mindkét szerző esetében a hangsúly az
oldaleltolódáson van, a mozgásra merőlegesen létrejött térrövidülést így nem egy
DK-ÉNy-i erőhöz kapcsolják.

Diszkusszió

E fejezetben az irodalomban eddig meg nem fogalmazott néhány ellentmondásra és
bizonytalanságra próbálok rámutatni. A publikált cikkek áttanulmányozása során a
legfeltűnőbb az volt, hogy milyen kevés konkrét terepi mérés és földtani adat ismert a
területről. Ezen ritka és gyakran többféleképpen értelmezhető ismeretek fényében a
három modell állításainak nagy része sem nem cáfolható, sem nem bizonyítható.

Sümeghy(1953, 1954) valamint Marosi & Szilárd (1958, 1974, 1981) geomorfo¬
lógiai megfigyelésekre alapozott modellje (1. modell) a keresztirányú völgyekben

392

Földtani Közlöny 124/3

számottevő üledék-felhalmozódással számol az alsópleisztocéntol kezdve. Véleményük
szerint ennek a folyóvízi törmelékes-homokos üledéknek meg kell lennie a völgyek
csapásában a Balaton felsőpleisztocénben vagy a holocénben kialakult medencéje alatt
is. A Balaton területén mélyült fúrások adatai és a szeizmoakusztikus szelvények
értelmezése szerint (Cserny 1987, CSERNY & Corrada 1989) azonban a
felsőpannóniai üledékek felett általában holocén tavi iszap települ, a pleisztocén
hiányzik. Néhány fúrás - leginkább a tó nyugati felében - a felsőpleisztocén legfelső
rétegeiben állt meg, az ilyen esetekben a teljes pleisztocén vastagság nem ismeretes. Az
eddigi adatok tehát a keresztirányú völgyek csapásában lévő jelentős vastagságú
pleisztocén összlet létét nem erősítették meg. E rétegek hiánya esetén azonban a völgyek
tektonikai eredetére támaszkodó 1. modell módosításra szorul.

A gyűrődéses tektonika (2. modell) által feltételezett általános gyűrődést a szakmai
közvélemény nagy része nem fogadta el, számos esetben azonban a neogén üledékekben
lévő boltozatok léte vitán felül áll. Az ilyen boltozatok kialakulási módjaként a neogén
üledékek kompakcióját vagy az aljzat rögeinek vertikális mozgását jelölték meg (Vajk
1943; Kórössy 1963; Jámbor 1980). Azonban Horváth & Rumpler (1984) által
értelmezett szeizmikus szelvényen nyilvánvaló, hogy ott van antiklinális, ahol a vastag
üledékek kompakciója miatt süllyedéknek kellene lennie, tehát nem csak a kompakció
és az aljzat vertikális megemelkedése hozott létre boltozatokat a Dunántúlon.

A horizontális kompressziót feltételező 3. modell tekinthető a leginkább elfogadott
és legjobban alátámasztott neotektonikai leírásnak a Dél-Dunántúlról. E modell
gyengéje, hogy sok helyen fúrási adatokra alapozott szelvényekre épül, amely azonban
az elkészítő geológus felfogása szerint többféleképpen is megszerkeszthető. Például nem
egyértelmű a Kapós-völgyre merőlegesen végbement tektonikai folyamatok megítélése
sem, mivel létezik kompressziós (ERDÉLYI 1961, NÉMEDI Varga 1977, 1986) és
tágulásos (Szilárd 1967, Marosi 1968) szerkezeti mozgásokat megfogalmazó vélemény
is.

Neotectonic models of SW Hungary
based on the Hungárián geological literature;

a review

Péter Gerner

Introduction

Erőm the beginning of this century various tectonic and neotectonic models have
been established from different geological and geophysical data fór SW Hungary. The
goal of this study to review all the published papers containing ideas about the
neotectonics of this area, and to compare them to each other as well as to the present
knowledge.

Gerner P.: Dél-dunántúli neotektonikai modellek

393

In this paper the term neotectonics refers to a tectonic process, which is active in the
recent time, independently of its present intensity and of the time interval of activity
(Horváth & Gerner, 1993). In SW Hungary the last significant change of tectonic
style occurred at the Neogene-Quatemary boundary. While during the Pannonian and
Pliocene considerable subsidence occurred, in the Quatemary uplift and erosion took
piacé and only a few tens of metres of sediments were deposited. Because of -
according to the present geological and geophysical data - a later change cannot been
detected, in this paper the tectonic evolution is discussed from the Neogene-Quatemary
boundary.

SW Hungary is a slightly hilly area elevated by 200-300 metres above the see level.
The main geomorphologic characteristics are the few tens of kilometres long and nearly
parallel valleys, with N-S direction in the west, eastwards gradually becoming
NNW-SSE and then NW-SE strike. According to ERDÉLYI (1961), the term of
transversal valley is used to refer these valleys (in term of Bulla, 1964: meridional
valleys), and the expression of longitudinal valleys fór which are roughly NE-SW
directed. The northem and north -western boundary of the studied area is the Mesozoic
carbonate province of the Transdanubian Central Rangé, 500-600 metres above the see
level. In the east the Holocene flood pláne of the River Danube, in the southeast the
Mecsek Mountains are the borders (Fig. 1). The south-westera geomorphologic
boundaries of the area is indicated by the Dráva and Mura rivers. The surface of the
hills is covered by 5-30 metres of Upper Pleistocene loess, and in the river valleys
Holocene fluvial deposits are situated. Beneath them there are several hundreds, at somé
places 2000-3000 metres thick Pannonian and Pliocene sand and siltstone, which were
deposited above a major unconformity on the Neogene, Mesozoic and Palaeozoic
basement rocks.

Based only on field mapping, this area has been a favourable site to :tudy its
geology and tectonics since the beginning of this century. Therefore the first detailed
Works took its origin in the first decades of this century (LÓCZY 1913, Cholnoky
1918). The next step raised in the twenties due to the initiation of the oil exploration
research (PÁVAI Vajna 1917, 1926, 1931), when borehole data (Papp 1939) as well as
geophysical data (Vajk 1943) were used. The study of the surface morphology began
around the Laké Balaton (KÉZ 1931, BULLA 1943), and has continued up to now
(Marosi & Szilárd 1958, 1974, 1981; Marosi 1968, 1969, 1970; Szilárd 1967). The
birth of Laké Balaton strongly connected to the evolution of this area, and discoveries
from archaeology (SÁGI 1971) to geodesy (Bendefy 1964) around the laké have
contributed to our knowledge.

Neotectonic models

The neotectonic models fór SW Hungary can be divided intő three groups, bút in
somé cases the boundary between them is nőt definite. In this chapter the development
and the main characteristics of these theories are summarised, discrepancies and
comments on these models are discussed in the next chapters.

394

Földtani Közlöny 124/3

Model 1. Extensional fractures

Since the beginning of this century several papers have characterised the tectonics
of this area by extensional brittle fractures, mainly by normál faulting, tilting and
vertical displacement of areas of several ten square kilometres. This analysis is based
mostly on the differences in the elevation of the same sediments at separate places, the
geomorphologic features of the area, field observations of faults and somé borehole data
and geological sections.

The typical features of this model were established by LÓCZY (1913), and the first
papers on the geology and structure of SW Hungary followed his theory (Cholnoky
1918, LÓCZY 1918, LÓCZY, jun. 1926). LÓCZY (1913) recognised the decreasing
influence of young tectonics on usually horizontally layered sediments from the
Pannonian to the Pleistocene. From the different altitudes of the same sediments and
from the fan-like pattem of the valleys he concluded the existence of a horst-graben
structure normál to the Central Transdanubian Rangé. He believed that the age of this
structure is between the Pannonian and the Pleistocene, and it is simultaneous with the
volcanic activity north to this area. The origin of Laké Balaton was alsó connected to
this age. He explained the transverse valleys as the results of the horst-graben structure
(LÓCZY 1913), bút in a later work he used only the generál term of tectonic lines to
refer these valleys (LÓCZY 1918) (Fig. 2).

Cholnoky (1918) applied somé observations of the earthquake of 1906 at San
Francisco to interpret the origin of the transverse valleys as results of strike-slip
faulting. According to his opinion in SW Hungary the valleys are wind channels in the
sediments fractured by strike-slip faults. He showed that there is no evidence of the
vertical displacements in the transversal valleys, and alsó ignored the effect of fluvial
erosion due to the small size of the present streams. However, he assumed normál
faulting along the longitudinal valleys, e.g. along the River Kapós, Jaba and Koppány,
along which he observed Southern tilting of the Pannonian sediments. He supposed a
similar normál faulting with WSW-ENE strike and tilting fór the birth of Laké Balaton.

During a debate with Pávai Vájná (see the next chapter) LÓCZY jun. (1926)
concluded that the style of tectonics in SW Hungary is dominated by brittle fractures,
and this process can be active in the recent time as indicated by earthquakes. He was
the First to interpret the transversal valleys as surface manifestation of the horst-graben
structure of the basement. He could only imagine folds in the continuation of the well-
known folding in Croatia at the bordér region.

The renascence of this theory was in the fifties, when it was completed and modified
by somé additional data from field works (MiHÁLTZ 1953). The most important
breakthrough came from the more detailed chronological knowledge of the Pleistocene,
which allowed the separation of different phase of tectonic and geomorphologic
processes. During this time the effect of fluvial systems on surface morphology became
much more accepted as before, and it gave new ideas fór the genesis of the transversal
valleys.

SÜMEGHY (1953, 1954) supposed the fractures, that determined the orientation of the
transversal valleys were formed at the beginning of the Pleistocene, simultaneously with
the hasalt volcanism north to this area. According to his theory, the valleys were formed
by rivers along these fractures, where sand and gravel were deposited in fluvial

Gerner P.: Dél-dunántüli neotektonikai modellek

395

environment. He pointed out, that this sediments in the valleys should alsó be situated
beneath Laké Balaton. SÜMEGHY (1953) was the first who placed the initiation of the
laké to the beginning of the Holocene, assuming a very young age of the laké. Szabó
P. (1957) carried out geomorphologic investigations in the valley of the Kiver Kapós,
and observed the tilting of the Upper Pleistocene loess. Based on this data he inferred
that the valley was developed at the Pleistocene-Holocene boundary.

During the geomorphological studies of the hills south to Laké Balaton MAROSI &
Szilárd (1958) alsó concludexl that the transversal valleys were formed by rivers along
the fractures in the Lower Pleistocene. They explained the formation of the longitudinal
valleys and Laké Balaton by Upper Pleistocene tectonic activity, which produced normál
faulting and Southern tilting of the sediments. Their paper (Marosi & SZILÁRD 1981)
gave a detailed story of the evolution of the laké assuming several phases. First, small
ponds were subsided along the NNW-SSE strike of the transversal valleys during the
end of the Middle Pleistocene, where coarse sediments were deposited. In the Upper
Pleistocene normál faults were developed along the longitudinal valleys, producing somé
small bút permanent lakes. The laké was bőm at the end of the Pleistocene, bút still
suffered a significant water level fali due to a normál faulting event with ENE-SWS
strike at the beginning of the Holocene. This latest tectonic event produced the present
shape and water level of Laké Balaton. Further papers (SZILÁRD 1967, Marosi 1968,
1969, 1970; Marosi & Szilárd 1974, Ádám 1964, 1969, Bulla 1964 and Pécsi 1969,
1986) followed and supported this model by several new data and arguments.

CSERNY & Corrada (1990) also argued with the tectonic determination of the
transversal valleys, based on the interpretation of seismoacustic sections measured on
Laké Balaton. They observed strike-slip faults with N-S and NNW-SSE direction in the
basement of the laké, and they can continue somé of them towards the transversal
valleys. SÍKHEGYI (1985) and Brezsnyánszky & Síkhegyi (1987) interpreted the
satellite imagery of this area and supposed the tectonic origin of the transversal valleys
and the southem tilting of the surface. Their analysis, however, did nőt support the
normál faulting along the longitudinal valleys, rather the compressional character of
these deoressions.

A

Model 2. Folding

In contrast to the theory of brittle extensional fractures this model attaches more
importance to the folding of the basement and the sediments of SW Hungary. PÁVAI
Vájná (1917, 1926, 1931, 1943) outlined the main characteristics of the model based
on the measured dip of sedimentary layers, the analogy of the folding on the
Charpatian-Alpian region, the observations of the altemation of deposition and erosion
along the rivers and the stratigraphy of the sediments.

He concluded that the tectonic movement of the Earth’s crust is continuing with the
same intensity in the recent time and results in folding of the young sediments. He
assumed that the change in dip angles can be measured with enough accuracy. A
fewthousands of field measurements showing gently dipping layers were carried out by
him and his co-workers to describe folds with E-W axes in the Pannonian and
Pleistocene sediments of SW Hungary (Fig. 3). According to his interpretation these

396

Földtani Közlöny 124/3

folds can be followed across SW Hungary even in the Pleistocene sediments (Pávai
Vájná 1943).

As the reason of this folding he assumed a horizontal force concentrated on the
Mesozoic and Neogene sediments due to the subsidence of the Mecsek Mountains and
the Transdanubian Central Rangé (PÁVAI Vájná 1931). He alsó supposed
synsedimentary thrusting during the subsidence, which will become important in the
thnisting model (see the next chapter). The observed tectonic fractures were interpreted
as accompanying effect of the final phase of the folding. Pávai Vájná attached the folds
to a permanent tectonic movement started in the Middle Miocéné.

From the thirties gravity measurements and seismic profiles have been used in the
oil exploration. Using this data Papp (1939) concluded the axes of the discovered folds
are parallel to the PÁVAI Vajna’s folds, bút the locations of the axes are nőt the same.
To explain this observation Strausz (1943) proposed that during the Lower Pleistocene
coarse sediments were deposited between the fold axes, and later the erosion removed
the fine sediments from the topographic highs of the fold axes. This process caused that
the fold axes are situated in the present valleys and nőt at the top of the hills as assumed
by Pávai Vájná.

Based on the systematic study of sedimentary columns of water exploration wells in
SW Hungary ÜRBANCSEK (1963, 1977) compiled several geological sections, on which
the folding of Quatemary sediments is reflected, and at somé places correlation with the
surface morphology can alsó be detected. Mike (1980) repeated the Pávai Vajna’s
measurements around Laké Balaton, and alsó observed the folding of the Pannonian
sediments, bút he believed that the brittle fractures are more important. Mike described
three folds south to the Laké Balaton showing a fan-like pattem with WNW-ESE, W-E
and WSW-ENE axes. During the interpretation of a N-S oriented seismic profilé
Horváth & Rumpler (1984) observed a fold, which is situated above a basin
indicating N-S shortening after the Miocéné. Above the axis of the fold the surface is
alsó elevated revealing the young age of this process.

Model 3. Thrusting

The thiíd model was established in the fifties interpreting the structure of SW
Hungary by presuming a NW-SW directed horizontal force. This idea was deduced
from borehole data and geological sections, from field observations and from analogy
of mechanical models.

SCHMIDT E. (1951, 1952, 1957) suggested that a couple of horizontal forces is active
in opposite direction bút nőt in the same lines. Due to these forces originating from the
Bohemian massif and from the Moesian plate the internál mountains were fractured and
rotated. In the Central Transdanubian Rangé he supposed thrusting at the south -eastem
edge of the horsts towards SE and internál deformations as résül ts of an active force
from south-east. The origin of the Tertiary basins as well as the elevated position of the
Quatemary rí ver terraces were explained by uplift and subsidence occurred during these
processes. According to Egyed’s (1954) paper, the Hungárián river system was alsó
govemed by the shear stress originated by a NW-SE directed force. The Litér
y fault at the south-eastem edge of the Transdanubian Central Rangé was explained by
KÓKAY (1956) as an asymmetric wedge pushed from SE, which resulted in strike-slip

397

Gerner P.: Dél-dunántúli neotektonikai modellek

and low angle thrust faults. He proposed many phase of tectonic activity írom the
Cretaceous to the Pannonian.

Erdélyi (1961, 1962) extended this theory to the hills south to Laké Balaton and
to the Quatemary sediments. He observed that the thrusts north to the laké are parallel
to the longitudinal valleys south to the laké. These valleys are curved and the Upper
Pannonian sediments are situated at the surface in the southem banks, bút several ten
metres below the surface in the northem banks. Erdélyi (1961) observed compressional
structures in these valleys and concluded that the blocks of the south-eastwards dípping
layers are pushed above their northem neighbours. The opposite dip directíon of the
thrusts north to the laké was interpreted as the northem fiánk of a fold, which axis is
lying on the strike of the laké, and the longitudinal valleys as the southem counterpart.
Erdélyi proposed a force from SE to origin of this huge anticline, resulting the thmsts
of the flanks towards the axis. He alsó connected the fractures of the area to this
process like a surface manifestation of the basement-fractures perpendicular or parallel
to the fold axis. He assumed wedge-shaped structures bounded by N-S and NNW-SSE
directed fractures in the basement. According to his paper (ERDÉLYI 1962) these
fractures can alsó be observed in the Quatemary sediments and they indicate the pattem
of the river system. The transversal valleys and the hills between them were interpreted
as horst-graben structures, which were formed in the Upper Pleistocene before the
development of the longitudinal valleys.

Bendefy (1964) measured a significant horizontal displacement by geodetic
levelling, and concluded to a repeated push from southeast. Wein (1967) described
important thmst faults along the northem edge of the Mecsek Mountains indicating
strong compression in the Sarmatian, Pannonian and Quatemary (Fig. 4). A NNW
directed thmst pláne was suggested by NÉMEDI Varga (1977) in the longitudinal valley
of the River Kapós, based on borehole data. He defmed the Kapós Line as the
elongation of this stmcture to west and east. Némedi Varga proposed 5-10 kilometres
of horizontal displacement along the Kapós Line and several hundred metres of
shortening perpendicular to it. In his later papers (NÉMEDI Varga 1983, 1986) he
described asymmetric we^ge stmctures around the Mecsek Mountains.

Debates and comments in the literature

This chapter concems with the debates and published comments on the three
neotectonic models outlined in the previous section. Based on these comments it is
clear, that nőne of the models describes perfectly the neotectonics of SW Hungary, and
many important data are incomplete or missing, however, somé part of the models are
nőt in contrast to the other models.

Comments on the brittle-fracture model (Model 1) of SW Hungary can have been
found since the twenties (Maros 1925, Pávai Vájná 1926, 1931). These papers
stressed the dellational origin of the transversal valleys or the földed feature of the area.
Pávai Vájná showed that there is no geological evidence of fractures along the valleys.
Vajk (1943) alsó disputed the tectonic origin of the valleys, since the faults derived
from seismic profiles and gravity measurements crossed the strike of the valleys. After
a detailed field mapping and data collection Strausz (1942) questioned the tectonic
origin of the transversal valleys, bút he thought it possible in the case of longitudinal

398

Földtani Közlöny 124/3

valleys. Based on geological and geophysical studies in the Paks area, Bállá et al.
(1993) concluded, that at the present there are still no geological evidence fór faulting
along the transversal valleys.

The folding model of Pávai Vájná (Model 2) provoked the largest debate on the
neotectonics of SW Hungary. At the beginning the problem was that the data could nőt
be published, because they were used fór oil exploration. LÓCZY jun. (1926) showed
that the strike of the fold axes is nőt known, and therefore the folding theory cannot be
justified. He pointed out the dominance of brittle fractures in the area, and that the
existence of Neogene anticlines is nőt connected to folding rather then to the compaction
of sediments. Papp (1939) emphasised the usefulness of the dip of the sedimentary
layers as a method to discover folds. He believed that this method does nőt yield
reliable data because of the very small dip angles (1-2®) (Strausz 1942) did nőt
indicate the deep structures and the ages of the sediments are alsó different. Vajk
(1943) interpreted the dip angles derived from seismic measurements as results of
different amount of compaction above the slope of the basement highs. Based on these
measurements the existence of somé Neogene anticlines was proved, however, the
theory of generál folding (Pávai Vájná, 1926, 1931) was refused. Using much more
borehole data KÓRÖSSY (1963) connected the Neogene anticlines to the vertical
movement of the basement and to the compaction of the sediment fill. JÁMBOR (1980)
interpreted the dip of the Pannonian sediments alsó in this manner.

The thrusting theory (Model 3) includes somé parts of the previous models,
therefore it is the most accepted in the literature. Moldvay (1965, 1971, 1972),
however, contradicted the horizontal forces in the NW-SE direction. From the folds at
the eastem margin of the Mecsek Mountains he concluded that it cannot be resulted
from the N-S directed thrust of the mountains. He stressed that the folds around the
Mecsek Mountains were the results of the uplift of the mountains, rather than the effect
of horizontal forces. This theory was applied to the Transdanubian Central Rangé
(Moldvay 1971, 1972), interpreting it as a dome with marginal basins. He pointed out,
that it is nőt necessary to assume horizontal force to the interpretation of thrusts. There
is an other approach fór the northem foreland of the Mecsek Mountains and fór SW
Hungary, which interprets the geological structures as results of transpression (Tari
1992, Gerner 1992). Both paper force the importance of strike-slip movement, and do
nőt connect the shortening to a NW-SE directed force.

Discussíon

In this section somé discrepancies will be discussed, which are nőt mentioned in the
literature. Since very few geological data are known to study of the neotectonics of SW
Hungary, several parts of the three models cannot still be proved or refused.

The model of SÜMEGHY (1953, 1954) and Marosi & Szilárd (1958, 1974, 1981)
(Model 1) assúmed sedimentation in the transversal valleys since the Lower Pleistocene.
They pointed out, that this sediment can be found beneath Laké Balaton in the strike of
the valleys. Bút according to borehole data and to the interpretation of the seismoacustic
measurements on the laké (CSERNY 1987, CsERNY & CORRADA 1989), the Pleistocene
rocks are missing, Holocene műd is situated above the Upper Pannonian sediments.
Only in somé borehole in the western part of the laké indicated Upper Pleistocene

Gerner P.: Dél-dunántűli neotektonikai modellek

399

sediments, bút in this case the complete thickness is nőt known. It can be concluded,
that the existence of thick Pleistocene sediments beneath Laké Balaton is questionable,
and therefore the brittle-fracture model assuming the tectonic origin of the transversal
valleys should be modified.

The model of generál folding (Model 1) is refused by most Hungárián geologists,
bút the existence of somé Neogene folds is doubtless. It is explained by the compaction
of sediments and/or by the vertical movement of the basement (Vajk 1943, KÓRÖSSY
1963, JÁMBOR 1980). Bút it is clear from the HORVÁTH & Rumpler’s (1984) seismic
section at least in this case, that the anticline is situated there, where large compaction
should has been occurred if there is no other process to produce folds. It is
strengthening the suggestion that nőt only compaction and vertical displacement can
result in folds in SW Hungary.

Model 3 assuming NW-SE directed horizontal forces is the most well documented
description fór the neotectonics of SW Hungary among the discussed theories. A
dravvback of this model, however, is that it is based mainly on geological sections
between boreholes, which can be constructed in several ways and the interpretation is
very subjective. Fór instance, the style of the neotectonics is nőt obvious along the
valley of the River Kapós, because there is an approach suggesting compressional
tectonics (ERDÉLYI 1961, NÉMEDI Varga 1977, 1986) as well as an extensional
interpretation (Szilárd 1967, Maros 1968).

Irodalom - References

ÁdáM L. (1964): A Szekszárdi-dombvidék kialakulása és morfológiája [Development and
evolution of Szekszárd hills] Földrajzi Tanulmányok 2, 83 p. (In Hungárián)

ÁDÁM L. (1969): A Tolnai-dombság kialakulása és felszínalaktana [Development and
geomorphology of Tolna hills] Földrajzi Tanulmányok 10, 186 p. (In Hungárián)

Bállá Z., Marosi S., Scheuer Gy., Schweitzer F. & Szeidovuz Gy. (1993): A Paksi
Atomerőmű íoldrengéskockázatával kapcsolatos szerkezeti és geomorfológiai vizsgálatok
[Structural and geomorphological studies related to the seismic risk of the Paks Nuclear
Power Plánt] Földrajzi Értesítő 42, 111-140. (In Hungárián with English summary)
Bendefy L. (1964): Geokinetic and crustal structure conditions of Hungary as recorded by
repeated precision levelings. Acta Geologica Hungarica 8, 395-411.

BrezsnyáNSZKY K. & Síkhegyi F. (1987): Neotectonic interpretation of Hungárián lineaments
in the light of satellite imagery. Journal of Geodynamics 8, 193-203.

Bulla B. (1943): Geomorfológiai megfigyelések a Balaton felvidéken [Geomorphologic
observations in the Balaton Highland] Földrajzi Közlemények 71, 18-45. (In Hungárián)
Bulla B. (1964): Magyarország természeti földrajza [Geography of Hungary] 2. kiadás [2nd
edition]. Tankönyvkiadó, Budapest, 420 p. (In Hungárián)

Cholnoky J. (1918): A Balaton hidrográfiája [Hydrology of Laké Balaton]. In: LÓCZY (1918):
A Balaton Tudományos Tanulmányozásának Eredményei I. kötet 2. rész [The results of
scientific studies of Laké Balaton, I. volume 2nd part] 316 p. (In Hungárián and in Germán)
CSERNY T. (1987): A Balaton aktuálgeológiai kutatásának eredményei [The results of actual
geological research of Laké Balaton] MÁFI Évi jelentése 1985-ről [Annual Report of the
Hungárián Geological Institute of 1985], 343-365. (In Hungárián with English summary)
CsERNY T. & CORRADA, R. (1989): A Balaton medencéje és holocén üledékei részletes
geofizikai-földtani vizsgálatának űjabb eredményei [The results of geological and geophysical
research of Laké Balaton and ist Holocene sediments], MÁFI Évi jelentése 1987-r5] [Annual

400

Földtani Közlöny 124/3

Report of the Hungárián Geological Institute of 1987], 341-347. (In Hungárián with English
summary)

CSERNY T. & CORRADA, R. (1990): A Balaton aljzatának szedimentológiai térképe [The
sedimentological map of basement of Laké Balaton], MAPI Évi jelentése 1988-ról [Annual
Report of the Hungárián Geological Institute of 1988], 169-176. (In Hungárián with English
summary)

Egyed L. (1954): A mélyszerkezetek és a morfológia kapcsolata Dunántúlon a geofizikai
vizsgálatok tükrében [The relation of the structure and the morphology of Transdanudia
according to geophysical measurements], A TTK Évkönyve 1952-1953 [The Annales of
Eötvös University of 1952 and 1953], 95-100. (In Hungárián with English summary)
Erdélyi M. (1961): Külső-Somogy vízföldtana [Hydrogeology of Somogy hills]. Hidrológiai
Közlöny 41, 445-458. (In Hungárián)

Erdélyi M. (1962): Külső-Somogy vízföldtana [Hydrogeology of Somogy hills]. Hidrológiai
Közlöny 42, 56-65. (In Hungárián)

Gerner P. (1992): Recens kőzetfeszültség a Dunántúlon [Recent stress field in Transdanubia],
Földtani Közlöny 122, 89-105. (In Hungárián and in English)

Horváth F. & Gerner P. (1993): Magyarország neotektonikája [Neotectonics of Hungary],
Természet Világa 124, 387-391. (In Hungárián)

Horváth F. & Rumpler J. (1984): The Pannonian basement: Extension and subsidence of an
Alpine orogene, Acta Geologica Hungarica 27, 229-235.

Jámbora. (1980): A Dunántúli középhegység pannóniai képződményei, MÁFI Évkönyve, 62.,
259 p. (In Hungárián with English summary)

KÉZ A. (1931): A balatoni medencék és a Zalavölgy [The Balaton basins and the Zala valley].
Természettudományi Közlöny Pótfüzet a 63. kötethez, 49-61. (In Hungárián)

KÓKAY J. (1956): Hegységszerkezeti mozgásviszonyok Várpalota környékén [Structural
movements around Várpalota], Földtani Közlöny 86, 17-29. (In Hungárián with English
summary)

KÓRÖSSY L. (1963): Magyarország medenceterületeinek összehasonlító szerkezete [Comparison
of structures of Hungárián basins]. Földtani Közlöny 93, 153-172. (In Hungárián with
English summary)

LÓCZY L. (1913): A Balaton környékének geológiai képződményei és ezeknek vidékek szerinti
telepedése [Geological formations around Laké Balaton and its distribution]. In: LÓCZY
(1918): A Balaton Tudományos Tanulmányozásának Eredményei I. kötet l.rész [The results
of scientific studies of Laké Balaton, I.volume Ist part], 617 p. (In Hungárián and in
Germán)

✓

LÓCZY L. (1918): Magyarország földtani szerkezete [Geological structure of Hungary], MAPI
[Hungárián Geological Survey], 43. p. (In Hungárián)
ifj. LÓCZY L. (1926): A Dunántúl hegyszerkezetéiől [On the structure of Transdanubia], Földtani
Közlöny 55, 57-63. (In Hungárián with English summary)

Maros I. (1925): A déli Balatonpart egy részének geológiai és agrogeológiai viszonyai
[Geological and agrogeological situation of a part of the Southern bank of Laké Balaton],
M.Kir. Földtani Intézet évi jelentése 1920-1923-r51 [Annual report of the Royal Institute of
Hungárián Geology], 128-136. (In Hungárián with English summary)

Marosi S. (1968): A Marcali-hát geomorfológiája [Geomorphyolgyof Marcali Rangé], Földrajzi
Értesítő 17, 185-210. (In Hungárián with English summary)

Marosi S. (1969): Adatok Belső-Somogy és a Balaton hidrogeográfiájához [Data to
hydrogeography of Somogy Hills and Laké Balaton], Földrajzi Értesítő 18, 419-456. (In
Hungárián with English summary)

Marosi S. (1970): Belső-Somogy kialakulása és felszínalaktana [Formation and geomorphyology
of Somogy Hills], Földrajzi Tanulmányok 11, 169 p. (In Hungárián)

Gerner P.: Dél-dunántűli neotektonikai modellek

401

Marosi S. & Szilárd J. (1958): A Balaton somogyi partvidékének geomorfológiai képe
[Geomorphologic view of shoreline of Laké Balaton at Somogy], Földrajzi Közlemények 6,
347-361. (In Hungárián with English summary)

Marosi S. & Szilárd J. (1974): Újabb adatok a Balaton koráról [New data about the age of
Laké Balaton], Földrajzi Értesítő 23, 333-346. (In Hungárián with English summary)
Marosi S. & Szilárd J. (1981): A Balaton kialakulása [Fomation of Laké Balaton], Földrajzi
Közlemények 29, 1-30. (In Hungárián with English summary)

MiHÁLTZ I. (1953): Déldunántúl keleti részének földtani felépítése [Geological develompent of
the southeastem part of Transdanubia], MÁFI Évi jelentése 1951-r5l [Annual Report of the
Hungárián Geological Institute of 1951], 53-60. (In Hungárián with English summary)
Mike K. (1980): A Balaton környéki neotektonika [Neotectonics of Laké Balaton and its
surroundings]. Földrajzi Közlemények 27, 73-91. (In Hungárián with English summary)
Moldvay L. (1965): A negyedkori szerkezetalakulás kérdései a Mecsek hegységben és a magyar
középhegységekben [Quatemary structural evolution of the Mecsek Mountains and the Central
ranges of Hungary], MÁFI Évi jelentése 1964-r51 [Annual Report of the Hungárián
Geological Institute of 1964], 209-220. (In Hungárián with English summary)

Moldvay L. (1971): A neotektonikus felszínalakulás jelenségei a magyarországi

középhegységekben I. rész [Phenomena of neotectonical surface evolution of Central rangé

of Hungary Ist part], MÁFI Évi jelentése 1969-r51 [Annual Report of the Hungárián
Geological Institute of 1969], 587-637. (In Hungárián with English summary)

Moldvay L. (1972): A neotektonikus felszínalakulás jelenségei a magyarországi

középhegységekben II. rész [Phenomena of neotectonical surface evolution of Central rangé

of Hungary Ist part], MÁFI Évi jelentése 1970-r51 [Annual Report of the Hungárián
Geological Institute of 1970], 155-179. (In Hungárián with English summary)

NÉmedi Varga Z. (1977): A Kapos-vonal [The Kapós line]. Földtani Közlöny 107, 313-328.
(In Hungárián with English summary)

NÉmedi Varga Z. (1983): A Mecsek hegység szerkezetalakulása az Alpi hegységképzödési
ciklusban [Structural evolution of the Mecsek Mountains during the Apline tectonics], MÁFI
Évi jelentése 1981-r51 [Annual Report of the Hungárián Geological Institute of 1981],
467-484. (In Hungárián with English summary)

NÉmedi Varga Z. (1986): A Tengelic 1. sz. szerkezet- és vízkutató-, valamint a Tengelic 2. sz.
alapfúrás összehasonlító földtani vizsgálata [Geological comparison of the Tengelic-1 and
Tengelic-2 wells], MÁFI Évi jelentése 1984-r5l [Annual Report of the Hungárián Geological
Institute of 1984], 103-113. (In Hungárián with English summary)

Papp S. (1939): A MAORt. földiolaj-, és földigázkutatásai a Dunántúlon [Oil and gas research
of MAORt. in Transdanubia], Bányászati és Kohászati Lapok 72, 200-241. (In Hungárián)
PÁVAI Vájná F. (1917): A földkéreg legfiatalabb tektonikai mozgásairól [The youngest tectonic
movements of the Earth crust]. Földtani Közlöny 47, 249-253. (In Hungárián)

PÁVAI Vájná F. (1926): A földkéreg legfiatalabb tektonikus mozgásairól [The youngest tectonic
movements of the Earth crust]. Földtani Közlöny 55, 63-85. (In Hungárián with English
summary)

PÁVAI Vájná F. (1931): Magyarország hegységeinek szerkezeti vázlata [Structural development
of the Hungárián mountains]. Földtani Közlöny 60, 1-33. (In Hungárián with English
summary)

PÁVAI Vájná F. (1943): A Dunántúl hegységszerkezete [Structure of the Transdanubia],
Beszámoló a M. Kir. Földtani Intézet vitaüléseinek munkálatairól [Report of the workshops
of the Royal Institute of Hungárián Geology], 5, 213-237. (In Hungárián with English
summary)

PÉCSI M. (1969): A Balaton tágabb környezetének geomorfológiai térképe [Geomorphologic map
of surroundings of Laké Balaton], Földrajzi Közlemények 17, 101-112. (In Hungárián with
English summary)

402

Földtani Közlöny 124/3

PÉCSI M. (1986): A zalai meridionális völgyek, dombhátak kialakulásának magyarázata
[Explanation of the fomation of the meridianal valleys and ranges in Zala], Földrajzi
Közlemények 60, 3-11. (In Hungárián with English summary)

SÁGI K. (1971): Újabb balatoni vita [New debates on Laké Balaton], Földrajzi Értesítő 20,
485-490. (In Hungárián with English summary)

SCHMIDT E. R. (1951): Közép- és szigethegységeink szerkezeti kialakulásának geomechanikai
alapjai [Geomachanical basics of the structural development of our mountains]. Bányászati
Lapok 84, 358-372. (In Hungárián)

SCHMIDT E. R. (1952): A Dunántúli Magyar Középhegység ÉK-i részének hegyszerkezeti vázlata
és kialakulásának geomechanikai magyarázata [Geomechanical explanation of the formation
and the structural development of northeastem part of Transdanubian Central Rangé],
Bányászati Lapok 85, 31-36. (In Hungárián)

SCHMIDT E. R. (1957): Geomechanika [Geomechanics], Akadémiai Kiadó [Academic Press],
Budapest, 312 p. (In Hungárián)

SÍKHEGYI F. (1985): Kozmikus felvételek szerkezeti értelmezése [Structural interpretaion of
satellite imageries]. Gyakorlati szerkezetíÖldtani továbbképző, Miskolc, 1983 június 4.
[Lecture notes on structural geology at Miskolc, 4. Jun. 1983], 129-144. (In Hungárián)
Strausz L. (1942): Adatok a dunántúli neogén tektonikájához [Data to Neogene tectonics of
Transdanubia], Földtani Közlöny 72, 40-52. (In Hungárián with English summary)
Strausz L. (1943): Adatok a Vend-vidék és a Zala geológiájához [Data to the geology of Vend
area and Zala], Földtani Közlöny 73, 38-54. (In Hungárián with English summary)
SÜMEGHY J. (1953): Medencéink pliocén és pleisztocén rétegtani kérdései [Stratigraphic problems
of the Pliocene and Pleistocene of our basins], MAFI Évi jelentése 1951-r51 [Annual Report
of the Hungárián Geological Institute of 1951], 83-109. (In Hungárián with English summary)
SÜMEGHY J. (1954): Újabb földtani adatok a nyugatmagyaroszági medencéből [New geological
data of the West-Hungarian basin], MÁFI Évi jelentése 1952-r51 [Annual Report of the
Hungárián Geological Institute of 1952], 167-178. (In Hungárián with English summary)
Szabó P. Z. (1957): Délkelet-Dunántúl felszín fejlődési kérdései [Geomorphologic problems of
southeastem Transdanubia], Földrajzi Értesítő 6, 397-419. (In Hungárián with English
summary)

Szilárd J. (1967): Külső-Somogy kialakulása és felszínalaktana [Formation and geomorphyology
of Somogy Hills], Földrajzi Tanulmányok 7, 150 p. (In Hungárián with English summary)
Tari G. (1992): Laté Neogene transpression in the Northern Thrust Zone, Mecsek Mts., Ann.
Univ. Sci. Budapest. Sect. Geol. 29, 165-187.

Urbancsek J. (1963): Pliocén és pleisztocén üledékek földtani szintezésének újabb lehetőségei
a vízföldtani kutatásban [New methods fór correlation of Pliocene and Pleistocene sediments
in hydrogeology]. Hidrológiai Közlöny 43, 392-400. (In Hungárián with English summary)
Urbancsek J. (1977): A pannóniai medence mélységi víztározói [Deep aquifers ofthe Pannonian
basin]. In: Urbancsek J. (ed): Magyarország mélyfúrási kútjainak katasztere VII. kötet.
[Database of Hungárián wells VII. volume ], OVH Vízgazdálkodási Intézet, kiadványa,
VIZDOK [Report of the OVH Hydrological Institute], Budapest, 546 p. (In Hungárián)
Vajk R. (1943): Adatok a Dunántúl tektonikájához a geofizikai mérések alapján [Data to the
tectonics of Transdanubia based on geophysical mearurements]. Földtani Közlöny 73, 17-38.
(In Hungárián with English summary)

Wein Gy. (1967): Délkelet-Dunántúl hegységszerkezete[Structureof southeastem Transdanubia],
Földtani Közlöny 97, 371-395. (In Hungárián with English summary)

Bár teijedelmi korlátot nem kívánunk szabni, kívánatos a tömör fogalmazás, és az állítások
alátámasztásához szükséges adatok közlése.

A magyar (és angol) nyelvű kéziratot két példányban kéijük beküldeni. Az egyik példányhoz tartozó
illusztrációs anyag nyomdakész rajz vagy ezzel azonos minőségű xeroxmásolat, ill. fényes felületű, kontrasztos
fénykép legyen, a másik példányhoz tartozó lehet jó minőségű xeroxmásolat is, lehetőleg a véglegesnek
elképzelt méretben.

A lektorálás után átdolgozott kéziratokat lehetőleg mágneslemezen (floppyn) kéijük beküldeni, mellékelve
egy kinyomtatott példányt, amelyen a szövegszerkesztő programmal le nem írható jelek, ékezetek, egyenletek
feltűnően be vannak jelölve.

Jelenleg ffiM-kompatibilis személyi számítógépen a következő szövegszerkesztőkkel írt kéziratokat tudjuk
elfogadni: Wordstar, WordPerfect, Microsoft Word, PFS Write, PFS Professional Write, PFS First Choice,
MultiMate, MultiMate Advantage, Volkswriter, IBM Writing Assistant, Display Write, OfficeWriter, Xy Write
in, ill. bármely szövegszerkesztőből ASCII kódban (DOS, Text Out) kimentett változat. Kéijük, íiják rá a
lemezre a szövegszerkesztő nevét és verziószámát.

A kézirat részei (kötelező, javasolt):

a) Cím

b) Szerzőik) neve, postacíme

c) Összefoglalás

d) Bevezetés, előzmények

e) Módszerek, a vizsgált anyag, ill. terület leírása

f) Diszkusszió

g) Eredmények, következtetések

h) Köszönetek

i) Irodalmi hivatkozások

j) Ábrák, táblázatok és fényképtáblák aláírása

k) Ábrák, táblázatok, fényképtáblák

Az ábrákat arab, a táblázatokat és a fényképtáblákat külön-külön római számokkal jelöljük.

Az ábrák betűmérete a végleges méretre való kicsinyítés után legalább 1 ,5 mm, a vonalvastagság 0,1 mm
legyen. Kívánatos, hogy az eredetik mérete legalább 50 %-kal haladja meg a közlés méretét.

A fényképeket kartonra ragasztva, a végleges tükörméretben kéijük.

Kihajtós táblázatot nem fogadunk el; kihajtós térképet is csak indokolt esetben, a szerkesztőbizottság
döntése alapján. Színes térkép- vagy fényképmelléklet csak a szerző költségén közölhető.

Az irodalomjegyzék tételeire a szerző nevével és a megjelenés évszámával hivatkozzunk. Pl.: Radócz
(1974), (Császár & Haas, 1981), Kubovics et al. (1987).

Példák bibliográfiai adatok közlésére (a folyóiratok nevét ne rövidítsük!):

a) cikkek

Jaskó S. (1986): A Magyar-középhegység neogén rögszerkezete. (The Neogene block structure of the Central
Hungárián Rangé). — Földtani Közlöny 118/4, 325-332 (in Hungárián with English summary).

b) kötetben közölt tanulmányok:

Bensőn, R.H., Gould, S.J. & Smith, W.A. (1984): Perfection, continuity, and common sense in historical
geology. In: Berggren, W.A., Van Couvering, J.A. (eds.): Catastrophes and Earth History: The New
Uniformitarianism, Princeton University Press, Princeton, 35-75.

c) könyvek:

Földvary, G.Z. (1988): Geology of the Carpathian Region. World Scientific, Singapore, 571 p.

A román, szlovák, szerbhorvát stb. ékezeteket kéijük bejelölni. Cirillbetűs munkánál (ha nincs
idegennyelvű címe) kéijük az eredeti címet és szögletes zárójelben annak angol fordítását megadni.

Az előírásoknak meg nem felelő kéziratokat a szerkesztőség a szerzőnek visszaküldi.

A cikk elfogadása esetén az angolra való fordításról, ill. a nyomdakész rajzok előállításáról a szerzőnek
kell gondoskodnia.

Á kéziratokat a következő címre kéijük beküldeni: Magyarhoni Földtani Társulat, 1027 Budapest, Fő u.

68.

3 0112 105636655

Földtani Közlöny

Vol. 124 • 3 • 1994

Tartalom

Mátyás János

A kompakciós folyamatok jelentősége hazai neogén homokköveinkben . 307-324

Mátyás János

Agyagásványok alkalmazása termikus indikátorként üledékes medencék

hőtörténeti modelljeinek kalibrálására . 325-339

Juhász Györgyi

Magyarországi neogén medencerészek pannóniai s.l. űledéksorának

összehasonhtó elemzése . 341-365

ViCZIÁN István

A szmektit-illit átalakulás függése a hőmérséklettől . 367-379

Gerner Péter

Dél-dunántűli neotektonikai modellek a magyar földtani szakirodalom alapján . . 381-402

Contents

Mátyás, János

Assessing relatíve importance of compactional processes in the Neogene

sandstones of the Pannonian Basin . 307-324

Mátyás, János

Application of clay mineral thermal indicators as calibration tools fór thermal

modeling of sedimentary basins . 325-339

Juhász, Györgyi

Comparison of the sedimentary sequences in Laté Neogene subbasins in the

Pannonian Basin, Hungary . 341-365

VicziÁN, István

Smectite-illite geothermometry . 367-379

Gerner, Péter

Neotectonic models of SW-Hungary based on the Hungárián geological

literature; a review . 381-402

8695-95. MÓL Rt. » Nyomda, Szolnok

ISSN 0015— 542X