GeoUtera Pál-Molnár Elemér Unger János Szerkesztette

Szerkesztette Unger János Pál-M olnár Elemér

Földrajzi és Földtani Tanszékcsoport

GeoUtera

GeoUtera

HU ISSN 2060-7067

Geoszférák időszaki kiadvány

HU ISSN 2062-2465

Kiadó

SZTE TTIK Földrajzi és Földtani Tanszékcsoport

Sorozatszerkesztő

Pál-Molnár Elemér

A sorozat szerkesztőbizottsága

Geiger János Hetényi Magdolna Keverné Bárány Ilona Kovács Zoltán M. Tóth Tivadar Mezősi Gábor Mészáros Rezső Rakonczai János Sümegi Pál Unger János

A Geoszférák időszaki kiadvány köteteinek grafikai terve Jacob Péter és Pál-Molnár Elemér munkája

Címlapfotó: Az arány térképek kompozitjóból létrehozott területhasználati tematikus térkép (Henits, Mucsi, 173. oldal)

GEQSZFÉRÁJC 2013

A Szegedi Tudományegyetem Földtudományok Doktori Iskola és a Környezettudományi Doktori Iskola (Környezeti geográfia program)

eredményei

Szerkesztette

Unger János - Pál-Molnár Elemér

GeoLitera

SZTE TTIK Földrajzi és Földtani Tanszékcsoport Szeged,2014

Szerzők Bata Teodóra Benyhe Balázs

Bíró Lóránt Boros Lajos Dabi Gergely Dudás Gábor Fekete József Fiser-Nagy Ágnes

Henits László Hetényi Magdolna

Kiss Tímea Mezősi Gábor Mészáros Minucsér

M. Tóth Tivadar Mucsi László Polgári Márta Sajgó Csanád Schubert Félix

Tobak Zalán

© SZTE TTIK Földrajzi és Földtani Tanszékcsoport, 2014 Minden jog fenntartva

Nyelvi lektor Kosztolányi Éva

Nyomda

Innovariant Nyomdaipari Kft., Szeged Felelős vezető Drágán György

6750 Algyő, Ipartelep 4.

GeoLitera

SZTE TTIK Földrajzi és Földtani Tanszékcsoport Felelős kiadó Pál-Molnár Elemér

6722 Szeged, Egyetem u. 2.

www.geolitera.hu

TARTALOMJEGYZÉK

Előszó 7

Bata Teodóra, Mezősi Gábor

A közepes méretarányú tájökológiai egységek határainak matematikai-statisztikai alapú vizsgálata 9

Benyhe Balázs, Kiss Tímea

Agrogén hatásra kialakuló felszínformák és folyamatok vizsgálata eltérő geomorfológiai adottságú területeken 33

Biró Lóránt, Polgári M árta, M. Tóth Tivadar

A bakonyi mangánérc-bányászat fúrásainak komplex újraértékelése 53

Dabi Gergely, Schubert Félix, M. Tóth Tivadar

A Mecsekalja Zóna kristályos komplexum posztmetamorf paleofluidum evolúciója 77

Dudás Gábor, Boros Lajos

A világvárosok térkapcsolatainak vizsgálata légi közlekedési adatok felhasználásával 99

Fekete József, Hetényi Magdolna, Sajgó Csanád

Aromás vegyületek vizsgálata hévizekben és keletkezésük kísérleti modellezése 123

Fiser-Nagy Ágnes, M. Tóth Tivadar

A Kiskunhalas-ÉK repedezett metamorf szénhidrogén rezervoár komplex értékelése 145

Henits László, Mucsi László

A Szubpixel alapú osztályozások alkalmazása a városi felszínborítás és területhasználat elemzésében 161

Mészáros Minucsér, Mucsi László

Spatial analysis of geohazard on the Fruska Gora mountain 187

Tobak Zalán, Mucsi László

A városi felszín vizsgálata nagy térbeli és spektrális felbontású légifelvételek felhasználásával 211

A kötet - 2013-ban PhD fokozatot szerzett - szerzői 237

GEOSZFERAK 2013

A KISKUNHALAS-ÉK REPEDEZETT

METAMORF SZÉNHIDROGÉN REZERWOAR KOMPLEX ÉRTÉKELÉSE

Fiser-Nagy Ágnes, M . Tóth Tivadar

Szegedi Tudományegyetem Ásványtani, Geokémiai és Kőzettani Tanszék, Szeged e-mail: agnes.nagy@geo.u-szeged.hu

ÖSSZEFOGLALÁS

Az Alpi—Kárpáti—Dinári orogén öv által közrezárt Pannon-medence komplex fejlődéstörténete miatt mozaikos kristályos aljzata számos repedezett tárolót rejt. Ezek az aljzati helyzetű repedezett tárolók ipari mennyiségű szénhidrogént és termálvizet szolgáltathatnak, mely kiemelkedő jelentőséget ad ennek a területnek. A Kiskunhalas-ÉK mező egy ezek közül, termelése az 1970-es évek óta zajlik. Jelen kutatás célja, hogy jobban megértsük a kőzettanilag heterogén aljzat különböző szerkezeti egységei közötti térbeli kapcsolatokat, valamint felfedni a hidradinamikai viselkedésben játszott szerepét. Ennek érdekében részletes kőzettani, szerkezeti és kőzetmechanikai vizsgálatokat végeztünk. Az eredmények alapján négy fő kőzettípust (ortogneisz, ortogneisz milonit, grafitos gneisz milonit, grafitos karbonát fillit) különítettünk el, melyek egy inkompatibilis kőzetoszlop mentén helyezkednek el. A milonitos kőzettípus jelenléte, az extenziós szöveti bélyegek és a geofizikai adatok alapján kitérképezett lapos szögű (< 5°) gneisz/milonit határ arra utal, hogy kőzetoszlop egy egykori elválasztó vető mentén alakult ki. A kőzettípusok kőzetmechanikai tulajdonságai alapján meg tudtuk állapítani, hogy a kőzettípusok tároló és/vagy vezető tulajdonságai szignifikánsan eltérnek, a legkedvezőbb kőzetmechanikai tulajdonságokkal bíró kőzettípus elhelyezkedése rendszerint egybeesik a kutak termelő szakaszaival. Az eredményeink összességében gazdagították az általános földtani ismereteinket, és hasznára vannak az alkalmazott tudománynak is, különösen rezervoár geológiai szempontból értékesek.

1. Bevezetés

Majdnem minden fluidum rezervoár tar­

talmaz természetes repedezettséget, a repe­

dezett rezervoárok azonban azok, melyek

esetén a repedezettség hatással van a flui­

dum áramlására. A repedezett rezervoárok olyan tárolók, melyek mátrix (elsődleges) porozitása nagyon kicsi vagy nincs, a tá­

rolás a kőzettestben kialakult másodlagos

FIS ER -N A G Y- M.TOTH

porozitásban történik. Ez a másodlagos porozitás egyrészről a tektonikai elemek­

hez kötődik a mikrorepedésektől egészen a szeizmikus léptékű vetőkig, másrészről pedig oldási porozitás, mely mállás, illetve hidrotermás hatásra alakulhat ki (Sircar, 2004). Habár a világ szénhidrogéntelepei főként homokkőben vannak, a karbonátok (pl.: Tempa Rossa mező, Déh-Appenninek, Olaszország; Aydin 2000), a magmás (pl.

Precuyano egység, N euquén-m edence, Argentína; Sruoga, Rubinstein, 2007), és a metamorf (pl.: White Tiger mező, Mekong- medence, Vietnám; Huy et al., 2012) kőze­

tek is megfelelő rezervoár testek lehetnek.

A repedések egyfajta másodlagos porozi- tást képeznek ezekben a kőzettestekben, melyek különbözőképpen alakulhatnak ki (Aguilera, 1995). A repedezett rezervoá- rok tárolókapacitása szélsőségesen válto­

zó, függően (1) a repedezettség fokától és (2) az elsődleges porozitástól (Aguilera, 1995), (3) a repedés sűrűségétől és (4) az egymást metsző repedések számától, (5) a repedések irányítottságától, (6) a diagene­

zistől és az ehhez kapcsolódó átalakulási fázisoktól (Salah, Alsharhan, 1998), illetve (7) a repedések morfológiájától (Nelson, 2001). Ezek az aljzati helyzetű repedezett tárolók általában kiemelt helyzetűek, fe­

lettük diszkordánsan fiatalabb üledékes rétegsor települ. Számos esetben a szén- hidrogén anyakőzetét adó szerves anyag­

ban dús képződmény is ennek a fiatalabb rétegsornak a tagja. A repedezett tárolók feltöltődése történhet olyan mechanizmus során, melyet irányított feszültségtérben kialakult repedések dilatációja indít el;

ez lokálisan csökkenti a hidrosztatikus nyomást, így nyom ásgrádiens jön létre, mely hatására a fedőkőzetből a fluidum beszivárog az aljzat repedéseibe. A re­

zervoár zárásáról általában egy fiatalabb finomszemcsés üledékes réteg gondosko­

dik (Sircar, 2004).

Az Alföld kristályos aljzatának fejlődése, felépítése évtizedek óta izgalmas kutatási téma, melynek mind alap-, mind alkalma­

zott kutatási vonatkozásai igen sokrétűek.

Habár a feltártságot nagyban meghatározza az ipari érdeklődés, az így nyert minták és adatok jó betekintést engednek az adott terület földtanába is. A Kiskunhalas-ÉK mező esetében számos kút létesült, azon­

ban a fúrómagok száma igen korlátozott, s az archív karotázs szelvények közül is keveset lehet felhasználni és csak szűk szel­

vényválaszték áll rendelkezésre; a területről szeizmikus szelvény nem készült. További inform ációforrást jelentenek a kútköny­

vek napi- és összefoglaló jelentései, az ipari jelentések és tudományos közlemények.

Fontos felismernünk, hogy mindezen in­

formációk együttes, integrált használata szükségszerű, és ez lehet a kulcs a terület jobb megértéséhez.

Jelen kutatás célja egyrészt alapkutatá­

si jellegű, mivel az egyes területek időről időre új módszerekkel vagy új elméletek szempontjából történő ismételt vizsgálata gazdagíthatja az általános földtani isme­

reteket a szűkebb (Jánoshalma, Tázlár) és tágabb (Tisza Egység aljzata) földtani kör­

nyezetben. M ásrészt célunk alkalmazott föltani kérdéseket is megválaszolni, mivel a kutatási terület egy aktív, szénhidrogén termelő mező. Az újonnan nyert ismere­

tek segíthetik a rezervoár jobb megértését, annak további művelését, fejlesztését. A kutatás során megismert és/vagy kidol­

gozott módszerek, adatkezelési eljárások, integrált vizsgálatsorozat más, hasonló területeken is alkalmazhatóak lehetnek.

Különös aktualitást ad a kutatásnak, hogy 2008-ban indult el a terület reambuláci- ója a MOL-csoportban, illetve a környé­

ken (Jánoshalma, Kiskunhalas) a Rohöl- Aufsuchungs Aktiengesellschaft (RAG) jelenleg is új termelési lehetőségek után kutat.

146

A KISKUNHALAS-ÉK REPEDEZETT METAMORF SZÉNHIDROGÉN REZERVOÁR KOMPLEX ÉRTÉKELÉSE

2. Földtani háttér

A Pannon-medence erősen tagolt aljzata különböző ere­

detű mikrolemezekből áll. A térség meglehetősen bonyo­

lult szerkezeti fejlődése a kevésbé ismert variszkuszi orogén eseményekkel kez­

dődött (Szederkényi, 1984;

Árkai et al., 1985; Lelkes- Felvári et al., 2003; Lelkes- Felvári, Frank, 2006), melyet intenzív extenzió követett a jura időszakban (Csontos et al., 1992; Haas, Péró, 2004), majd a kréta takaróképző­

dés során (Rozlozsnik, 1936;

Ianovici et al., 1976; Bleahu et al., 1994; Német-Varga, 1983; Tari et al., 1999). A neogénben történt bonyo­

lult m ed en cesü lly ed ési folyam atok ered m énye­

ként (pl. Tari et al., 1992;

Horváth, 1995; Csontos, Nagymarosy, 1998; Horváth et al., 2006) több kilométer mély részmedencék (Békés­

medence, M akó-árok) és metamorf magaslatok ala­

kultak ki, m elyeket h e­

lyenként csak néhány száz méter vastag fiatal üledék fed (pl. Jánoshalma-Dóm, Szeghalom-Dóm) (1. ábra).

Az így létrejött változatos topográfia és szerkezeti fel­

építés jelentősen befolyásol­

ja a medence fluidum áram­

lási rendszereit (pl. Vass et al., 2009), ezért azok megis­

merése alapvető fontosságéi, különösen az ipari jelentősé­

gű fluidumok kitermelése

1. ábra - a) A Tiszai Egység helyzete a Pannon-medencében, keret a b) térképet jelöli; b) az Alföld aljzatának topográfiája, Kiskunhalas-mező elhelyezkedése, keret

a c) térképet jelöli; c) Kiskunhalas-mező és környékének földtani térképe, a 12. ábra szelvényeinek lefutása (Haas et al., 2010 alapján). Jelmagyarázat: Földtani képződmé­

nyek: 1 - Kréta üledékek, 2 - Kréta vulkánitok, 3 - Jura üledékek, 4 - Triász üledékek, 5 - Variszkuszi kristályos képződmények. Térképi jelek: 6 - Elsőrendű Kainozoos tek­

tonikai elem, 7 - Másodrendű Kainozoos tektonikai elem, 8 - Másodrendű Kainozoos normálvető, 9 - Harmadrendű Kainozoos tektonikai elem, 10 - Elsőrendű Mezozoos takaró, 11 - Elsőrendű Mezozoos takaró, fedett, 12 - Földtani képződmény határ, 12 - Pretercier aljzat szintvonalai.

F IS E R -N A G Y - M .TÓ TH

szempontjából, mint például a termálvíz vagy a szénhidrogének.

A Kiskunhalas-ÉK szénhidrogén-rezervo- árt az 1970-es évek közepe óta termelik. A Kiskunhalasi repedezett szénhidrogén-tároló az Alföld aljzatában, a Körösi Egységen belül, Jánoshalma Dóm és Tázlár mező között fek­

szik (1. ábra). Ez az aljzatmagaslat körülbelül 1700-2000 méter mélyen, miocén üledékek feküje. Két mezőre osztható, egy kristályos aljzatéi északi és egy karbonátos aljzatú déli mezőre; jelen kutatás tárgya az északi. A különböző tudományos közlemények (T.

Kovács, 1973; Árkai, 1978; Cserepes, 1980;

T. Kovács, Kurucz, 1984; Cserepes-Meszéna, 1986; Árkai 1993) és nem publikált ipari je­

lentések számos kőzettípust leírtak a terüle­

ten: gneisz, csillámpala, amfibolit, különböző milonit típusok, migmatit, és kis metamorf fokú fillit. Ennek ellenére az aljzati tárolót a modellekben rezervoárgeológiai értelemben egységesnek kezelik, habár a mezőn belül leg­

alább tíz hidraulikai rezsimet különítenek el.

3. Alkalmazott módszerek

3.1. Petrográfia

A területen előforduló kőzettípusok azo­

nosítása és osztályozása érdekében mak­

roszkópos és mikroszkópos vizsgálatokat végeztünk, 15 kútban rendelkezésre álló fúrómagokon és több mint 100 vékonycsi- szolaton. A nyírt kőzetek jelenléte miatt alapos mikroszöveti megfigyeléseket is vé­

geztünk. A meghatározott litológiai egysé­

gek részletes petrográfiai és szöveti leírása a további vizsgálatok alapját képezték.

3.2. Rámán spektroszkópia alapú szenes anyag term om éter

Mivel két kőzettípus is tartalmaz repre­

zentatív mennyiségű szenes anyagot, ez

lehetőséget ad a Rámán spektroszkópiai alapú szenes anyag termométer (Beyssac et al., 2002; Rahl et al., 2005; Aoya et al, 2010) alkalmazására.

Az üledékes kőzetekben található szenes anyag a diagenezis és a metamorfózis során átalakuláson megy keresztül, míg a rende­

zetlen szenes anyagból teljesen rendezett grafit válik (grafitizáció). A rendezettség mértéke összefüggésben áll a metamorfózis fokával, különös tekintettel a hőmérsékletre (pl. Wopenka, Pasteris, 1993; Yui et al., 1996).

Mivel a folyamat erősen irreverzibilis jelle­

gű, a szenes anyag szerkezete nem érzékeny a retrográd metamorfózisra, és elsősorban a PT-út mentén elért maximális hőmérséklet­

től függ (pl. Beyssac et al., 2002; Beyssac et al., 2004; Wiederkehr et al., 2011; Aoya et al., 2010). A Rámán spektroszkóp nagy térbeli felbontásának és a rövid akvizíciós idejének köszönhetően lehetővé teszi számos spekt­

rum felvételét, így a minta heterogenitásá­

nak meghatározását, ezért ez lehet a legmeg­

felelőbb módszer a metamorf szenes anyag vizsgálatára. A módszer további előnyei közé tartozik, hogy hagyományos kőzetta­

ni csiszolaton végezhető, roncsolásmentes, in-situ mérés, így a vizsgált szenes anyag szöveti helyzete a mátrixban ellenőrizhető.

A szenes anyag Rámán spektruma el­

sőrendű (1100-1800 cm-1) és másodren­

dű (2500-3100 cm -1) tartom ányból áll (Tunistra, Koening, 1970; Nemanich, Solin, 1979). Az elsőrendű tartományban jele­

nik meg a grafitra jellemző G-csúcs (1580 cm'1) és három, úgynevezett hibacsúcs (Dl 1350 cm-1, D2 1620 cm'1 és D3 1500 cm'1), a másodrendű tartományban további kettő hibacsúcs (SÍ 2700 cm'1 és S2 2900 cm'1) jellemző (2. ábra). A metamorf fok növeke­

désével a hibacsúcsok egyre keskenyednek és intenzitásuk csökken, miközben a G csúcs egyre intenzívebbé válik. A spekt­

rumok arányszám okkal jellemezhetők, így a csúcsintenzitás-hányadossal (R1=D1/

148

A KISKUNHALAS-ÉK REPEDEZETT METAMORF SZÉNHIDROGÉN REZERVOÁR KOMPLEX ÉRTÉKELÉSE

2. ábra - Rendezetlen grafit Rámán spektruma, a jellemző csúcsokkal (Wiederkehr et al.( 2011 alapján)

Gl) és a csúcsterület-hányadossal (R2=D1/

(G+D1+D2)). Ezen paraméterek felhaszná­

lásával Beysacc et al. (2002) termométert állított fel a 330-650 °C tartományban ±50

°C bizonytalansággal. Rahl et al. (2005) módosította a termométert és a 100-700

°C tartományra kalibrálta, majd Ayoa et al. (2010) újabb kalibrációt tett közzé. A mérések a Szegedi Tudom ányegyetem Á sványtani, G eokém iai és K őzettani Tanszékén a TERMO DXR típusú Rámán mikroszkóppal történtek, a spektrumokból a számításokhoz szükséges paramétereket a Peak Fit számítógépes program segítsé­

gével határoztuk meg.

3.3. Kvarc szutúra termométer

A milonitosodott litológiákban szuturált szemcsehatárú kvarc szemcsehalmazokon Kruhl, Nega (1996) termométerét használ­

tuk, a deformáció alatt jellemző hőmérsék­

let becslésére. A termométer alapja, hogy a monomineralikus kvarc-kvarc szemcse­

határok fraktálszerű objektumokként ér­

telmezhetőek, mely szemcsehatárok geo­

metriáját jellemző fraktáldimenzió-érték lineáris kapcsolatban van a kialakuláskori hőmérséklettel. Az eredmény körülbelül 100 °C hőmérséklet intervallumban érvé­

nyes, és nem függ az alakváltozás mérté­

kétől (Kruhl, Nega, 1996).

A szemcsehatár-elemzéshez normál kőzettani vékonycsi- szolatot (30 |-im) használtunk, melyekről egyforma nagyí­

tás (lOx) mellett készítettünk felvételeket. A szuturált szemcsehatárokat kézzel di­

gitalizáltuk. A fraktáldimen- zió-értékeket (D) a Benőit 1.0 programmal, divider mód­

szerrel (Mandelbrot, 1967) ha­

tároztuk meg, követve Kruhl, Nega (1996) ajánlását.

3.4. Kőzetmechanikai és CT-vizsgálatok

A terület négy jellemző kőzettípusa közül három (ortogneisz, ortogneisz milonit, grafi­

tos gneisz milonit) rezervoár tulajdonságait tudtuk vizsgálni, mivel a grafitos karbonát fillitből nem állt rendelkezésre megfelelő mennyiségű és méretű maganyag. A min­

tatesteket destruktív (visszaterheléses egy­

irányú nyomóvizsgálat, Brazil vagy húzó­

vizsgálat) és nem destruktív (UH-sebesség) kőzetmechanikai teszteknek vetettük alá, melyek a Budapesti Műszaki Egyetem Kőzetmechanikai Laboratóriumában történ­

tek. A mintákról 3-dimenziós CT-felvételek készültek a roncsolás előtti és utáni állapot­

ban a Kaposvári Egyetem Diagnosztikai és Onkoradilógiai Intézetében. A mintatestek foliációval párhuzamosan és foliációra me­

rőlegesen lettek kialakítva, így a törési haj­

lam irányfüggőségét is tudtuk vizsgálni. A törésteszt során kapott eredményeket (nyo­

mószilárdság, húzószilárdság, Young vagy rugalmassági modulus, relatív térfogatválto­

zás, törési munka) illetve a CT-képek segít­

ségével elemzett mesterségesen kialakított töréshálózatok mennyiségi (kumulatív re­

pedéshossz) és geometriai (fraktáldimen­

zió-érték) tulajdonságait hagyományos (cross plotok, Deer és Miller diagram) és statisztikai módszerekkel (hisztogram, diszkriminan-

FISER-NAGY — M . TÓTH

cia-analízis) értékeltük ki. Az eredmények a kőzettípusok lehetséges vezető és/vagy tároló képességéről adnak információt.

3.5. Kőzettani információ térbeli kiterjesztése karotázs szelvények segítségével

A geológiai információ térbeli kiterjesz­

téséhez a rendelkezésre álló több évtize­

des lyukgeofizikai szelvények (gamma, ellenállás, neutron, sűrűség és akusztikus szelvények) digitalizált adatsorait és a kút­

könyvek (napi jelentések, furadék) adatait használtuk fel. A korábban petrográfiai és termometriai módszerekkel elkülönített kőzettípusokat hagyományos cross plotokkal, illetve az MN plottal (Schlumberger, 1989) azonosítottuk. Az MN ploton a három po- rozitásszelvény (neutron, sűrűség és akusz­

tikus szelvények) adataiból származtatott M és N litológia érzékeny paramétereket ábrázoljuk. A diagramot hagyományosan üledékes litológiák azonosítására hasz­

nálják, melyet a dolomit (D) - mészkő (L) - homok (S) - anhidrid (A) mátrixértékei alapján megadott négyszög segít. Jelen eset­

ben, a nem üledékes kőzettípusok miatt, ezt a négyszöget csak a könnyebb tájéko­

zódás végett használtuk. Az azonosított kőzettípusok kutak menti kiterjesztését, és a litológia-határok becslését diszkrimi- nancia-analízissel végeztük. Az így kapott kőzettípus-határokat földtani szelvények mentén ábrázoltuk, hogy feltáruljon a te­

rületet felépítő kőzettestek geometriája és szerkezeti felépítése.

4. Eredmények

4.1. Ideális kőzetoszlop 4.1.1. Petrográfia

A K isku n h alas-É K m ezőben négy fő kőzettípust különítettünk el (Nagy, M.

Tóth, 2012), melyek a kutakban tapasz­

talt szomszédsági viszonyok alapján az ideális kőzetoszlopban alulról felfelé a következők.

A legalsó ismert szerkezeti helyzetben lévő ortogneisz test (3.a ábra) amfibolit xenolitokat (3.c ábra) és csillámszegény granitoid teléreket (3.d ábra) tartalmaz.

Ásványos összetétele (3.b ábra) és mélysé­

gi magmás szöveti reliktumok (mirmekit, saját alakú cirkon) alapján feltételezzük, hogy a szomszédos Jánoshalma ortogneisz- szel azonos, melyet T < 580 °C metamorf átalakulási hőmérséklet jellemez (Zachar, M. Tóth, 2004). Ez az ortogneisz a protolitja a milonit zóna alsó részét alkotó ortogneisz milonitnak (3.e ábra), az ásványos össze­

tétel és a jellegzetes mélységi magmás (3.f ábra) szövet jelenléte alapján.

A milonit zónát felépítő másik litológia, a graftios gneisz milonit (3.i ábra), jellemző indexásványai (grafit, pirit) miatt (3.k ábra) egyértelműen elkülönül az alsó ortogneisz- től. Nem deformált protolitja a területen ismeretlen; hasonlóan elkülönül a legfelső szerkezeti helyzetben előforduló grafitos karbonát fillittől, annak nagy kvarc+föld- pát+szericit (3.k ábra) tartalma alapján.

A kőzettest jelentős részét adó milonitos zóna (C-S milonitos foliáció — 3.g, j ábra) petrológiailag két különböző kőzettípusból épül fel. Ezek egységesen olyan szöveti bélyegeket viselnek magukon (pl. dominó­

szerkezet - 3.h ábra, mikro-boudinage -3.1 ábra), melyek arra utalnak, hogy a miloni- tosodás során mikroléptékben extenziós feszültségtér alakult ki.

A viszonylag kis kiterjedésű, legfelső szerkezeti helyzetben lévő grafitos karbo­

nát fillit (3.m ábra) jellegzetes, kaotikusán gyűrt sötét (szenes anyag, pirit, agyagásvá­

nyok) és világos (karbonát, szericit, kevés kvarc) sávokból áll (3.m-o ábrák). Jellemző szöveti bélyege a piritszemcsék körül ki­

alakult nyomási szegély (3.p ábra). Árkai 150

A KISKUNHALAS-ÉK REPEDEZETT METAMORF SZÉNHIDROGÉN REZERVOÁR KOMPLEX ÉRTÉKELÉSE

4.1.2. Termometriai eredmények A m egism ert k őzettíp u ­ sok genetikai viszonyai­

nak tisztázása érdekében termometriai módszereket alkalmaztunk.

A vizsgált terület két grafi- tos kőzettípusának jellemző Rámán spektrumai látha­

tóak a 4.a ábrán. A grafitos karbonát fillit és a grafitos gneisz m ilo n it sp ek tru ­ ma szignifikánsan eltér.

A D l hibacsúcs intenzitá­

sa a grafitos karbonát fillit esetén némileg nagyobb a G csúcsnál, míg a grafitos gneisz milonit D l hibacsú­

csa sokkal alacsonyabb a G csúcsnál, mely jellegzetessé­

gek a grafitos gneisz milo­

nit szenes anyagának előre­

haladottabb grafitosodását jelzi. Különböző szerzők termométereit figyelembe véve a maximum hőmérsék­

let a grafitos karbotát fillit- re T = 375±15 °C -nak, míg a grafitos gneisz milonitra magasabb, 410±45 °C -nak adódott. A grafitos karbonát fillit esetén a szenes anyag heterogenitása igen kicsi, az R2 értékek szórása 0,03, mely jelzi, hogy ezt a litoló- giát egységesen T ~ 375 °C maximális metamorf hőmér­

séklet érte. A grafitos gneisz milonit ennek az ellenkező­

jét mutatja az R2 értékek je­

lentős mértékű szórásával (1993) szerint a fillit protolitja egy redox (0,1). Továbbá az értékek eloszlásfüggvénye körülmények között képződött márga, az (4.b ábra) aszimmetrikus, ferdeséget mutat ásványtani, geokémiai adatok a fillit test az alacsonyabb R2 értékek irányába (maga­

felszíni mállására utalnak. sabb hőmérsékletet jelez). A minták hetero-

3. ábra - A KIHA-ÉK mező kőzettípusai: a) az ortogneisz jellegzetes makroszkópos képe, b) az orientációt biotit lécek definiálják az ortogneisz földpát-kvarc mátrixában (+N), c) átalakult am fibolit xenolit szöveti képe (+N), d) a csillámszegény granitoid makroszkópos képe; e) az ortogneisz m ilonit jellegzetes makroszkópos képe, f) mirmekites földpátszemcse a protolit magmás eredetére utal (+N), S-C szövet az ortogneisz milonitban (+N), h) „könyvespolc" vagy „dom inó" szövetű apatit ortogneisz milonitban (+N); i) a grafitos gneisz m ilonit jellegzetes makroszkópos képe olajfoltokkal, j) S-C szövet a grafitos gneisz milonitban (+N), k) vékony grafitcsíkok és kis piritkockák kvarc-földpát-karbonát mátrixban (+N), I) földpát boudinage a grafitos gneisz milonitban (+N); m) a grafitos karbonát fillit jellegzetes makroszkópos képe, n) széles grafitcsíkok karbonát-kvarc-szericit mátrixban (+N), o) piritkockák kvarc nyomási szegéllyel karbonát mátrixban (+N), p) nyomási szegély piritszemcse körül grafitos karbonát fillitben (+N) (Ásványrövidítések Whitney, Evans (2010) után).

FISER-NAGY — M . TÓTH

200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800

R á m á n e lto ló d á s (cm ')

Állag = 0,53 M ódu sz = 0,52 S zórá s = 0,128 N = 53

m

I

©

0.40 0,60

R 2 é rté k

4. ábra - a) Grafitos gneisz m ilonit és grafitos karbonát fillit jellemző szenes anyag Rámán spektrumai, a becsült hőmérsékletekkel b) grafitos gneisz m ilonit R2 értékei­

nek eloszlása

550 y ml

D ^= 1 .2 1

s = 0,02 s d jr DaM0=1,23 s =0,05

O rto g n e is z m ilo n it G ra fito s g n e is z m ilo n it

T„., ~ 470 °C T„„,~ 440 °C ^{1,05 1,10 1,15 1,20 1,25 1.3C}

D k o n fid e n c ia in te rv a llu m a

5. ábra - Kvarc szutúra termométer-eredmények (Kruhl, Nega, 1996) a két milonitos kőzettípusban

genitásának okait a szakiro­

dalom részletesen vizsgálja (pl. deformáció, tökéletlen grafitosodás), ez azonban az adatok (pl. Ayoa et al., 2010;

Wiederkehr et al., 2011) ma­

gasabb értékek felé eltoló­

dását eredményezi (alacso­

nyabb hőmérsékletre utal);

így a heterogenitás okát ebben az esetben, másban kell keresnünk. Egy milo­

nit zónában számos, eltérő metamorf fejlődéstörténetű kőzettest kerülhet egymás mellé. Habár ezek többsé­

gét jelen esetben T ~ 410 °C metamorf csúcshőmérsék­

let jellemzi, emellett néhány b en y író d o tt kőzetd arab feltételezhetően magasabb m etam orf hőm érsékletet hordoz. A grafitos gneisz milonit Rámán spektroszkó- piás eredményei különböző metamorf csúcshőmérsékle­

tű kőzetek keveredésére utalnak egy egy­

kori nyírási zóna mentén.

A m indkét m ilonitosod ott litológiai egységre alkalmazott kvarc szutúra ter­

mométerrel azok képlékeny deformáció kori hőmérsékletét becsültük. A szuturált kvarc szemcsehatárok fraktáldimenzió-ér- tékei (ortogneisz milonit: D=l,21±0,02, 15 minta; grafitos gneisz milonit: D =1,23±0,05, 5 minta) alapján Kruhl, Nega (1996) kalib­

rációját használva, azonosan körülbelül Tdcf

~ 455 °C-nak adódott (5. ábra).

4.1.3. Metamorf fejlődéstörténet

A petrográfiai és termometriai eredménye­

ket az ideális kőzetoszlop mentén össze­

gezve (6.a ábra) a legfelső és a legalsó kő­

zetblokkok között, közel 200 °C metamorf hőmérséklet-különbséget tapasztalunk. Ez

az inkompatibilis kőzetoszlop (6.b ábra), a milonitosodott kőzettípusokban becsült deformációs hőmérséklet alapján, a geoter­

mikus gradienstől függően, hozzávetőlege­

sen 15 km mélyen egy vetőzóna működése során alakulhatott ki (7. ábra). Bár a milo- nitokban leírt extenziós feszültségtérben kialakult szöveti bélyegek jelenléte nem zárja ki az egész kőzettest vonatkozásában a kompressziós feszültségteret, mindazon­

által inkább azt valószínűsíti, hogy az egy­

kori nyírási zóna extenziós feszültségtérben működhetett.

4.2. A kőzettípusok rezervoár tulajdonságai Három, a területen uralkodó kőzettípus (ortogneisz, ortogneisz milonit, grafitos gneisz milonit) kőzetmechanikai tesztek 152

A KISKUNHALAS-ÉK REPEDEZETT METAMORF SZÉNHIDROGÉN REZERVOÁR KOMPLEX ÉRTÉKELÉSE

6. ábra - a) Jellemző hőmérsékletek kőzettípusonként az ideális kőzetoszlop mentén;

b) a kőzettípusok feltételezhető PT-útjaí (nyilak). Jelmagyarázat: a - ortogneisz, b - ortogneisz milonit, c - grafitos gneisz milonit, d - grafitos karbonát fillit, TI-2 - jel­

lemző metamorf hőmérsékletek, Tde[ - kvarc szutúra termométerrel becsült deformá­

ció kori hőmérséklet, Tm - Rámán spektroszkópia alapú szenes anyag termométerrel becsült metamorf csúcs hőmérséklet.

7. ábra - A kőzettípusok feltételezhetően egy egykori, kb.

15 km mélységben működő extenziós nyírási zóna mentén kerültek egymásmellé

Jelmagyarázat: a - ortogneisz, b - ortogneisz milonit, c - gra­

fitos gneisz milonit, d - grafitos karbonát fillit.

és CT-képek (8. ábra) kiértékelésével ka­

pott param étereinek együttes elemzése azt m utatják (Nagy et al., 2013), hogy

azok rezervoár tulajdon­

ságai szignifikánsan k ü ­ lönböznek (9.d ábra). A litológiák közül a legjobb tá ro ló tu la jd o n s á g g a l a grafitos gneisz milonit bír, ami nagy és kommunikáló töréshálózat kialakulására hajlamos (8. ábra), és ame­

lyet kevesebb befektetett m unkával lehet elérni a többi litológiához képest (o rto g n eisz , o rto g n e isz milonit). Jellemző továbbá a mért param éterek nagy a n iz o tró p iá ja (8 ., 9.b ,c ábrák), a m ilonitos foliá- cióval párhuzamosan tört m inták rezervoár szem ­ pontból jellem zően ked­

vezőbb tulajdonságokat mutatnak, szem­

ben a foliációra merőleges mintákkal. A mérőszámok anizotrópiájának mértéke kőzettípusonként eltér; a grafitos gneisz milonit esetében tapasztalható a legna­

gyobb eltérés (9.c ábra).

4.3. Kőzetváz modell

4.3.1. Kőzettípusok azonosítása és litológía határbecslés

Miután megismertük a területre jellemző kőzettípusokat és azok rezervoár tulajdon­

ságait, adódik a kérdés, hogy milyen a táro­

ló geometriája, meg tudjuk-e becsülni, hogy hol találhatóak a legjobb tároló tulajdon­

ságú kőzetblokkok? A rendelkezésre álló adatok, így a digitalizált archív karotázs szelvények, a kútkönyvek és a fúrómagok által ismert litológiájú intervallumok fel- használásával igyekeztünk feltérképezni az aljzat szerkezeti felépítését.

Mivel a grafitos karbonát fillit litológia makroszkóposán jól elkülöníthető, a kút­

könyvek napi jelentései alapján ismerhet-

FISER-NAGY — M . TÓTH

Fóliádéval párhuzamos

o

Foliációra merőleges

M

! M m l

CFL = 21 D = 1,67 Wd=0,118

CFL = 6.5 D = 1,41 Wd = 0,710

I O í

t

l í f i

CFL = 14 D = 1,56 Wd = 0,314

CFL = 7 D = 1,39 Wd= 0,3621

%

_________ I

e l

V ^V V

CFL = 11 D = 1,46 Wd = 0,337

CFL = 5 D = 1,07 Wd = 0,405 ■ |

8. ábra - a) Ortogneisz b) ortogneisz m ilonit c) grafitos gneisz m ilonit mintatestek jellemző CT-képei és paraméterei Jelmagyarázat: CFL - kumulált repedéshossz, D - repedés­

hálózatra jellemző fraktáldimenzió-érték, Wd - töréshálózat kialakításához befektetett munka (kJ).

jük a pontos elterjedését. Elsőként azokat a kutakat vizsgáltuk, am elyekben fillit nem, csak a többi (grafitos gneisz milonit, ortogneisz milonit, ortogneisz) kőzettípus jelenik meg. A néhány, fúrómaggal illetve gamma- és ellenállásszelvény-adatsorral rendelkező kút alapján meg tudtuk álla­

pítani, hogy az ortogneisz és ortogneisz milonit elkülönül a geofizikai tulajdonsá­

gai szerint (10.a ábra), azonban a kétféle m ilonit (grafitos gneisz m ilonit, ortog­

neisz milonit) a rendelkezésre álló ada­

tok alapján nem különül el (10.b ábra).

Megfigyelhető továbbá, hogy a magsza­

kasz nélküli, de porozitásszelvényekkel is bíró kutak esetén a kút alsó és felső sza­

kaszának adatpontjai elkülönülnek (10.c ábra). A porozitás- (neutron, sűrűség, akusztikus) szelvények adatai alapján megadható az adatpontok M- és N-értéke (Schlumberger, 1989), melyek a litológiára érzékeny tulajdonságokat hangsúlyozzák ki. A felső szakasz jellemzően lazább (ala­

csonyabb sűrűség és magasabb akuszti­

kus értékek) és csillámdúsabb (magasabb gam m aértékű) kőzetből áll (10.c ábra).

Ezek alapján és az ideális kőzetoszlop (6.a ábra) figyelembevételével a kút alsó szakaszát a gneisz, míg a felső szakaszát a milonitos kőzettípussal azonosítottuk.

A litológia határbecslést (10.d ábra) min­

den esetben diszkriminancia-analízissel végeztük (Fiser-Nagy et al., 2014). Fontos kiemelni, hogy a kőzettípus azonosítás és a határbecslés azokban az esetekben is működött, ahol csak az egyik kőzettípust tárta fel a kút.

Ezután következtek azok a kutak, ahol a kútkönyvek alapján grafitos karbonát fillit és „valam ilyen gneisz" kőzettípust tártak fel. Egy ilyen kútból állt rendel­

kezésre karotázs szelvény. A geofizikai adatok alapján a fillit adatpontjai elkülö­

nülnek (ll.a ,b ábrák); a kút alsóbb szaka­

szát jelentő többi adatpont azonosítását az MN-plot tette lehetővé ( l l .c ábra). Az előző, gneisz/milonit MN-plotokon meg­

figyelt litológia elhelyezkedés alapján a fillit alatti litológiát m ilonitként azono­

sítottuk. A litológia határbecslést ebben az esetben is diszkriminancia-analízissel végeztük (ll.d ábra). Ilyen módon három Etológiái egység (ortogneisz, milonit, grafitos karbonát fillit) között, összesen 16 kútban becsültük a litológia határok mélységét. A földtani szelvényekhez (12.

ábra) még további 22 kút valamilyen is­

mert litológiájú intervallum ait használ­

tuk fel.

154

A KISKUNHALAS-ÉK REPEDEZETT METAMORF SZÉNHIDROGÉN REZERVOÁR KOMPLEX ÉRTÉKELÉSE

9. ábra - A kőzetmechanikai tesztek és CT-felvételek kiértékeléséből származó paraméterek diszkrlminancia-analízisének eredmé­

nyei; a dlszkrlminancia-értékek hlsztogramjai

a) ortogneisz a mllonltjával és grafitos gneisz milonit, b) ortogneisz és ortogneisz m ilonit c) grafitos gneisz m ilonit foliációval párhu­

zamos és foliációra merőleges csoportokra, d) illetve az összes csoportra. Jelmagyarázat: OG - ortogneisz, OGM - ortogneisz milonit, GGM - grafitos gneisz milonit, PP - foliációra merőleges, PL - foliációval párhuzamos mintatestek, DABC—diszkriminancia-függvény értékek.

4.3.2. Földtani szelvények

Az így kapott földtani szelvényeken a gneisz/m ilonit határ lapos szögű (<5°), északias dőlésű (13-18°) síknak adódik (12. ábra), melyet a nyírási zóna két olda­

lán felismert kőzettestek szignifikánsan eltérő metamorf fejlődéstörténete alapján, és a feltételezhető extenziós feszültségtér miatt elválasztó vetőként (Lister, Davis, 1989) értelmeztünk.

A hidraulikai rezsimek figyelem bevé­

telével a szelvényeken a későbbi töréses deform áció ered m ényeként kialak u lt néhány norm ál vető azonosítható, m e­

lyek rekesztőként viselkednek a termelő

tu lajd on ságú m ilo n ito s testek között (12. ábra). Egyes rezsim határokat azon­

ban nem vető, hanem feltételezhetően a m ilonit zóna kőzettani inhom ogenitása okozhatja. M ivel a két m ilonitosodott kőzettípus törési hajlam a szignifikán­

san elté r, ez je le n tő s k ü lö n b sé g ek et eredm ényezhet a tároló kapacitásban.

A tároló testek geometriáját, s így rezer- voár tulajdonságait tovább árnyalhatja a m ilonitok számottevő szerkezeti, s az ehhez kapcsolódó kőzetmechanikai ani­

zotrópiája. Az eredm ényeket igazolja, hogy a kutakban ismert termelési szaka­

szok (a 12. ábra szelvényein fekete sáv-

FISER-NAGY — M . TÓTH

10. ábra —Ortogneisz és m ilonit litológiák crossplotjai

a) Q-kút gammaellenállás plotja ismert magszakaszokkal, b) J-kút gammaellenállás plotja Ismert magszakaszokkal, c) F-kút MN- plotja gammaértéke szerinti színskálával, d) litológia határbecslés diszkriminancia-analízissel az F-kút esetén. Jelmagyarázat: GYRT - az ellenállásból számított (1/VRT), metamorf kőzeteknél használt érték, GR - gammaérték, D - dolomit, L - mészkő, S - homokkő, A -a n h id rit.

val jelölve), am ennyiben nem az egész 5 . ÖSSZGgZGS k ú th o ssz van m egn yitva, a m ilon itos

blokkba esnek. Az új eredmények jelentősen hozzájárul­

nak általános földtani ismereteinkhez, a kiskunhalasi terület kőzettani és szerke- 156

A KISKUNHALAS-ÉK REPEDEZETT METAMORF SZÉNHIDROGÉN REZERVOÁR KOMPLEX ÉRTÉKELÉSE

2,0

2,2 isC

*2

q5 2,4 NCO

'CDO) V)2,6

00•Q a2,8

Litolóaia:

grafitos karbonát fillit

“valam ilyen gneisz"

3 ,0 - R - k ú t

0 ,0 5 ,0 1 0 ,0 1 5 ,0 2 0 ,0

Q j l (pN N eu tro n s ze lv é n y

0,2-

0^,1^-

O O

o.o R-kút

o

O grafitos karbonát fillit O milonit

0,9

0,8

0 ,7

0,6 -

0 ,5 -

0 ,4 - R - k ú t

©

0 ,4 0 0 ,5 0 0 ,6 0

N ^{0 ,7 0}

c cCD

5

CD

4?

•CD

©

2020 -

2 0 3 0 -

2 0 4 0 -

2 0 5 0 -

2 0 7 0 -

2 0 8 0

2 0 9 0 -

,0ooa€. - ^ R-kút

2 0 6 0 \£K?frto§Jfa.

m ilonit

%

-5 ,0 -2 ,5 0 ,0 2 ,5 5 ,0 D iszkrím in an cia érték

11. ábra - Grafitos karbonát fillit és m ilonit litológiák cross plotjai

a) sűrűség - neutron plot, b) gammaellenállás plot, c) MN plot, d) litológia határbecslés diszkriminancia-analízissel az R-kútra.

Jelmagyarázat: GYRT - az ellenállásból számított (1/VRT), metamorf kőzeteknél használt érték, GR - gammaérték, D - dolomit, L - mészkő, S - homokkő, A - anhidrit.

zeti felépítéséről. Az új földtani modell segíti az alkalmazott földtudományt is, különösen a rezervoár geológiát. Az új eredm ények tükrében elm ondhatjuk, hogy a régi szénhidrogén mezők újra­

értelmezése, a sokszor alapvető fontos­

ságú adatok hiányában is eredm ényes lehet. A rendelkezésre álló régi, kevés, sokszor hiányos adat m egkívánja azok kom plex szem léletű és összeh an golt felhasználását. A kutatás során kulcs- fontosságú volt továbbá a m ódszerek

F IS E R -N A G Y -M .T Ó T H

12. ábra — Az 1 .c ábrán jelölt A-B és A-C földtani szelvények

Jelmagyarázat: 1 - m ilonit, 2 - valószínűleg milonit, 3 - ortogneisz, 4 - valószínűleg ortogneisz, 5 - ortogneisz vagy m ilonit 6 - szénhidrogén-termelő szakaszok a kút mentén; feltételezett 7 - m ilonit vagy 8 - ortogneisz test; 9 - hidraulikai rezsimhatár, 10 - feltételezett normál vető.

széles spektrum ának alkalm azása. Ez a fajta kom plex szem lélet, az integrált adatkezelés és a m egfelelő m ódszerek széles spektrumának alkalmazása, melyet jelen kutatás során alkalmaztunk, a jövő­

ben hasonló adottságú területek esetén is alkalmazandók.

Balázsnak (PTE) a kőzet­

m echanikai tesztek kiér­

tékelésében nyújtott segít­

ségéért. Hálásak vagyunk Földes Tam ásnak (KE) a C T-felvételekkel kapcso­

latos együttműködéséért.

A k u ta tá st „A z SZTE Kutatóegyetemi Kiválósági K özpont tudásbázisának k is z é le s íté se és hosszú távú szakm ai fenntartha­

tóságának megalapozása a kiváló tudományos után­

pótlás biztosításával" című, TÁMOP-4.2.2/B-10/1-2010-0012 azon osítószám ú projekt (2011/12), és a TÁMOP 4 . 2 . 4 . A / 2 - 1 1 - 1 - 2 0 1 2 - 0001 N em zeti Kiválóság P r o g r a m c í mű kiemelt projekt (2013/14) támogatta. A projekt az Európai Unió támogatásával, az Európai Szociális Alap társfinanszírozásával va­

lósult meg.

Irodalomjegyzék

Köszönetnyilvánítás

Köszönettel tartozunk a MÓL NyRT-nek, amiért a kutatáshoz felhasznált maganya­

got, csiszolatokat, karotázs szelvényeket, és m inden egyéb szükséges inform áci­

ót rendelkezésünkre bocsátott. A MÓL NyRT Algyői egységén belül külön kö­

szönet illeti Kiss Balázst, aki minden se­

gítséget megadott, hogy zökkenőm en­

tesen végezhessük m unkánkat. Ezúton szeretnénk köszönetét mondani Vargáné Tóth Ilonának (MÓL NyRT) a karotázs szelvények feldolgozása, és Vásárhelyi

A g u ile ra , R. (1995): N a tu ra lly fra c tu re d reservoirs, 2nd E dition. Penw ell P ublishing Com pany, Tulsa, O klahom a.

Aoya, M., Kouketsu, Y., Endo, S., Shimizu, H., Mizukami, T., N akam ura, D., W allis, S. (2010): E xtending the a pp lic a b ility o f th e Raman carbonaceous-material g e o th e r m o m e te r u s in g d a ta fr o m c o n ta c t m e ta m o rp h ic rocks. J. M e ta m o rp h ic Geol., 28/9, 895 -91 4 .

A ydin , A. (2000): Fractures, fa u lts, and hydrocarbon e n tra p m e n t, m ig ra tio n a n d flo w . M arin e and P etroleum Geology, 17/7,797-814.

Á rk a i, P. (1 9 7 8 ): A K is k u n h a la s ÉK-I te rü le t m e z o z o ik u m n á l id ő s e b b m e ta m o rf és magmás k é p z ő d m é n y e in e k s z é n h id ro g é n p ro g n ó z is t

158

A KISKUNHALAS-ÉK REPEDEZETT METAMORF SZÉNHIDROGÉN REZERVOÁR KOMPLEX ÉRTÉKELÉSE

e lő s e g ítő á s v á n y ta n -k ő z e tta n i és g e o k é m ia i vizsgálata. MTA GKI, Kézirat.

Á rkai, P. (1 99 3): The d is tin c tio n b e tw e e n lo w -T retrograde m etam orphism and w eathering + burial diagenesis o f th e gneiss and mica schist basem ent com plex, Great Plain, Hungary: A novel use o f illite

"c ry s ta llin ity ". Neues Ja hrb uch fü r M in e ra lo g ie , M onatshefte, H., 8 ,3 3 7 -3 5 1 .

Árkai, P., Nagy, G., Dobosi, G. (1985): P olym etam orphic e v o lu tio n o f th e S o u th -H u n g a ria n c ry s ta llin e basem ent, Pannonian Basin: g eo th e rm o m etric and geobarom etric data. Acta Geologica Hungarica, 28, 165-190.

Beyssac, 0 ., Bollinger, L , Avouac, J-P., Goffe, B. (2004):

Therm al m etam o rph ism in th e lesser Him alaya o f Nepal d e te rm in e d fro m Raman sp e ctro sco p y o f carbonaceous m aterial. Earth and Planetary Science Letters, 225, ^233-241.

Beyssac, 0., Goffé, B., Chopin, C, Rouzaud, N. (2002):

Ram an s p e c tra o f c a rb o n a c e o u s m a te ria l in m etasedim ents: a new g e o th e rm o m e te r. Journal o f M etam orphic Geology, 20, 859-871.

Bleahu, M., Haas, J., Kovács, S.( Péró, Cs., M antea, G., Bordea, S.( Panin, S., Bérczi-Makk, A., Stefanescu, M., Konrád, Gy., Nagy, E., Rálisch-Felgenhauer, E., Sikic, K., Török, Á. (1994): Triassic facies types e v olutio n and paleogeographic relations o f the Tisza m egunit.

Acta Geologica Hungarica, 3 7 ,187-234.

Cserepes, L. (1980): A D u n a -T isza Közi ka rb o n n á l id ő s e b b k é p z ő d m é n y e k p e tro ló g ia i vizsg á la ta . MSZKFI, Budapest.

C serepes-M eszéna, B. (1986): P e tro g ra p h y o f th e crystalline basem ent o f th e Danube-Tisza Interfluve (H un ga ry). A cta G eologica H u n ga rica , 29/3-4, 321-339.

Csontos, L , Nagymarosy, A. (1998): The M id-Hungarian lin e : a z o n e o f re p e a te d te c to n ic in v e rs io n s , Tectonophysics. 297/1-4, ^{5 1-7 1.}

Csontos, L., N agym arosy, A., H o rvá th , F., Kovac, M.

(1992): T ertiary e v o lu tio n o f th e Intra-C arpathian area:a m odel. Tectonophysics, 208,221-241.

Fiser-N agy, Á., V argáné T ó th , I., M. T ó th , T. (2014) (in press): L ith o lo g y id e n tific a tio n w ith w e ll-lo g in te rp re ta tio n in th e m e ta m o rp h ic Kiskunhalas- NE h y d ro c a rb o n reservoir, S outh H ungary. Acta

Geodaetica et Geophysica Hungarica, 49/1,5 7 -7 8 . Haas, J., Péró, Cs. (2004): Mesozoic evolution o f the Tisza

M ega-unit. In te rna tio na l Journal o f Earth Sciences, 93/2, 297-313.

Haas, J., Budai, T., Csontos, L., Fodor, L., Konrád, Gy.

(2010): Magyarország prekainozoos földtani térképe (Pre-Cenozoic geological m ap o f Hungary). Földtani Intézet kiadványa.

Horváth, F. (1995): Phases o f com pression d uring the e v o lu tio n o f th e Pannonian Basin and its bearing on hydrocarbon exploration. M arine and Petroleum Geology, 12/8, 837 -84 4 .

H orváth, F., Bada, G., Szafián, P., Tari, G., Á dám , A., Cloetingh, S. (2006): Form ation and deform a tion o f the Pannonian Basin: constraints from observational data. In: Gee, D.G., Stephenson, R.A. (Eds.): European lith o s p h e re d yn a m ics, M em o irs. 32. G eological Society, London, 191-206.

Huy, X.N, Bae, W., San, T.N., Xuan, V.T., Sung M in, J., Kim, D.Y. (2012): F ractured B asem ent Reservoirs and Oil D isp la cem e n t M echanism in W h ite T iger Field, Offshore Vietnam . AAPG Search and Discovery Article #9015502012 AAPG International Conference

& E xhibition, Singapore, 1 6-1 9 Septem ber 2012.

lanovici, V., Borcos, M., Bleahu, R., Patrulius, D., Lupu, M., Dim itrescu, R., Savu, H. (1976): La géologie des M onts Apuseni, Editions de Academ i, Bucuresti.

K ruh l, J.H., Nega, M. (1996): The fra c ta l shape o f su tu re d q u a rtz g ra in b o u n da rie s: a p p lic a tio n as a g e o th e rm o m e te r. G eologishe Rundschau, 85, 3 8-4 3.

Lelkes-Felvári, Gy., Frank, W. (2006): G eochronology o f th e m e ta m o rp h ic basem ent, Transdanubian part o f th e Tisza M ega-U nit. Acta Geologica Hungarica, 49/3, 189-206.

L elkes-F elvári, Gy., Frank, W., S chuster, R. (2003):

G e o c h ro n o lo g ic a l c o n s tra in ts o f th e V ariscan, P e rm ia n -T ria s s ic a n d e o -A lp in e (C re ta ceo u s) e v olutio n o f th e Great Hungarian Plain basem ent.

Geologica Carpathica, 54/5, 299-315.

Lister, G.S., Davis, G.A. (1989): The origin o f m etam orphic core co m p le xe s a n d d e ta c h m e n t fa u lts fo rm e d during Tertiary continental extension in the northern C olorado River re gion , USA. Journal o f S tructural Geology, 11/1-2,6 5 -9 4 .

F IS E R -N A G Y - M .TO TH

M andelbrot, B.B. (1967): How long is the coast o f Britain?

Statistical self-sim ilarity and fractional dim ension.

Science, 156, 6 3 6 -6 3 8 .

Nagy, Á., M. Tóth, T. (2012): Petrology and tectonic evo­

lution o f th e Kiskunhalas-NE fractured CH-reservoir, South Hungary. Central European Geology, 55/1^{,1 -22.}

Nagy, Á., M. Tóth, T., Vásárhelyi, B., Földes, T. (2013):

Integrated core study o f a fractured m etam orphic HC-reservoir; Kiskunhalas-NE, Pannonian Basin. Acta Geodaetica et Geophysica Hungarica, 48/1,5 3-7 5.

Nelson, R. (2001): G eologic analysis o f n atura lly frac­

tured reservoirs. Gulf Professional Publishing, 352 p.

N em anich, R.J., Solin, S.A. (1979): First- and second- orde r Raman scattering fro m finite-size crystals o f graphite. Physical Review B, 20,392-401.

N é m e t-V a rg a , Z. (1983): T e cto n ics o f th e M ecsek M o u n ta in s in th e A p lin e o ro g e n ic cycle. A nnual Report. Hungary Geological Survey, 1981,467-484.

Rahl, J.M., Anderson, K.M., Brandon, M.T., Fassoluas, C.

(2005): Raman spectroscopic carbonaceous material th e rm o m e try o f lo w g rad e m e ta m o rp h ic rocks:

C alibration and application to tectonic exhum ation in Crete, Greece. Earth and Planetary Science Letters, 240/2, ^339-354.

Salah, M.G., Alsharhan, A.S. (1998): The Precam brian b ase m en t: a m a jo r re se rvo ir in th e rifte d basin, G u lf o f Suez. Jo urn al o f P e tro le u m Science and Engineering, 19/3, ^201-222.

S c h lu m b e rg e r E d u c a tio n a l S ervices (1 98 9): Log Interpretation Principles/Applications, Schlumberger W ireline & Testing, Texas.

Sircar, A. (2004): Hydrocarbon production from fractured b a s e m e n t fo rm a tio n s . C u rre n t Science, 87/2, 148-151.

Sruoga, P., Rubinstein, N. (2007): Processes co n tro llin g porosity and perm eability in volcanic reservoirs from th e Austral and Neuquen basins, A rgentina. AAPG b u lle tin , 91/1,^115-129.

Szederkényi, T. (1984): Az A lfö ld kristályos aljzata és fö ld ta n i kapcsolatai. DSc Értekezés.

R o z lo z s n ik , P. (1 9 3 6 ): D ie te k to n is c h e S te lIu n g d é r b ih a rg e b irg s g ru p p e (M u n tii A p u s e n i) im K arpatensystem . M a th , u n d N a tu rw issen sch aft, anzeiger Budapest, 55,^{4 6 -7 6 .}

T. Kovács, G. (1973): A Duna-Tisza köze déli részének

fö ld ta n i fejlődés tö rté n e te . DSc Thesis, Szeged.

T. K o vá cs, G., K u ru c z , B. (1 9 8 4 ): A d é l- a lfö ld m e z o z o ik u m n á l id ő s e b b ké p z ő d m é n ye i. MÁFI, Budapest, 55 p.

Tari, G., D ö vé nyi, P., D u n kl, I., H o rv á th , F., Lenkey, L., S tefanescu, M., S zafián, P., T ó th , T. (1999):

L ith o s p h e ric s tru c tu re o f th e P a n n o n ia n basin derived from seismic, gravity and geotherm al data.

In: Durand, B., Jolivet, L., H orváth, F., Séranne, M.

(Eds.): The m editerranean basins: te rtiary extension w ith in th e A lp in e O ro g e n . G e o lo g ic a l S ociety, London, Special P ublications, 156, 215 -25 0 . T a ri, G., H o rv á th , F., R u m p le r, J. (1992): Styles o f

extension in th e Pannonian Basin, Tectonophysics, 208, 203-219.

T uinstra, F., Koenig, J.L. (1970): Raman sp ectru m o f graphite. Journal o f Chemical Physics, 53,^1126-1130.

Yui, T.F., Huang, E., Xu, J. (1996): Raman spectrum of carbonaceous m a te ria l: a possible m e ta m o rp h ic grade in d ica to r fo r low -grade m etam o rph ic rocks.

Journal o f M etam orphic Geology, 1 4 ,1 1 5 -1 2 4 . Vass, I., M. T ó th , T., Szanyi, J., Kovács, B. (2009): Az

aljzat kristályos hátának szerepe az A lföld flu id um áramlási és hőtra n spo rt folyam ataiban. In: M. Tóth, T. (Ed.): M agm ás és m e ta m o rf ké pző d m é n ye k a Tiszai Egységben. SZTE TTIK Földrajzi és Földtani Tanszékcsoport, GeoLitera, 325-339.

W iederkehr, M., Bousquet, R., Ziem ann, M.A., Berger, A., Schm id, S.M. (2011): 3-D assessm ent o f peak- m e ta m o rp h ic co n d itio n s by Raman spectroscopy o f carbonaceous m a te ria l: an e xam p le fro m the m argin o f the Lepontine dom e (Swiss Central Alps).

International Journal o f Earth Sciences (Geologishe Rundschau), 100/5,^1029-1063.

W h itn e y , D.L., Ewans, B.W. (2010): A b b re v ia tio n s fo r nam es o f ro c k -fo rm in g m in e ra ls. A m erican M ineralogist, 9 5 ,^185-187.

W o p e n k a , B., P a ste ris , J.D. (1 9 9 3 ): S tru c tu ra l c h a ra cte riza tio n o f kerogens to g ra n u lite -fa c ie s g ra p h ite : A p p lic a b ility o f Ram an m ic ro p ro b e spectroscopy, Am erican M ineralogist, 78,^533-557.

Zachar J., M. Tóth, T. (2004): Petrology o f the m etam or­

phic basem ent o f the Tisza Block a t the Jánoshalma H igh, South Hungary. Acta G eológica Hungarica, 47/4, ^349-371.

160