Így mozog a földkéreg alattunk

az oroszlányi földrengés háttere

Dr. Grenerczy Gyula (FÖMI Kozmikus Geodéziai Obszervatórium)

Hihetetlennek tűnhet, hogy a Földtől több mint 20 ezer km-re lévő és közel 14 ezer km/óra sebességgel száguldó műholdak azok, amelyekkel közvetlenül a talpunk alatt lévő földkéreg számunkra érzékelhetetlenül lassú mozgásai kimutathatók és feltérképezhetők, de így van! Sőt mivel a földkéreg mozgása, deformációja okozza a földrengéseket, ennek a mozgásnak az űrgeodéziai feltérképezésével fontos információt kapunk arról is, hogy miért, hol és mekkora földrengések várhatók. 

Műholdas kéregmozgás-vizsgálat

Az űrgeodézia – a globális navigációs műholdrendszerek megjelenésével – lehetővé tette a földkéreg jelenkori mozgásának közvetlen mérését és feltérképezését. Az 1990-es évek elején, az amerikai Global Positioning System (GPS) kiépítésével egyidőben a legtöbb ország, így hazánk is – felismerve a módszer kínálta rendkívüli lehetőségeket – elindította a GPS technikára alapozott nemzeti mozgásvizsgálati programját a Földmérési és Távérzékelési Intézet Kozmikus Geodéziai Obszervatóriuma koordinálásában (Fejes és társai 1993a). Néhány évvel később több országgal való együttműködés kezdeményezése után, széles nemzetközi kooperációban elindult a Közép-Európa jelenlegi geodinamikájának megismerését célzó GPS kutatási program is (Fejes és társai 1993b). 

A módszer egy dologban hasonló a hétköznapi életben egyre népszerűbb, ma már telefonokba is beépített kis kézi GPS-ek helymeghatározásához: ugyanazt a műholdrendszert használja. A kéregmozgás-vizsgálathoz viszont a méréseket kétfrekvenciás geodéziai GPS antennákkal és vevő-berendezéssekkel, több napon keresztül, a nap 24 órájában kell végezni ideális környezetben, speciális helyeken és antenna-felállítással kell végezni. Itt a helymeghatározáshoz nem a műhold által sugárzott közvetlen információkat, kódmérést alkalmazunk, hanem a vivőjel, a rádióhullámok fázisát, annak változását használjuk. Az adatfeldolgozást speciális stratégiával, megfelelően választott fázis-többértelműség megoldási módszerrel, utólagosan számított „precíz” műholdpálya-adatokkal, az ionoszféra, a troposzféra, a gravitációs mező, a földforgás, relativisztikus hatások, az árapály és más aprónak tűnő hatások gondos figyelembe vételével, illetve modellezésével kell elvégezni. Ennek eredményeképp egymáshoz képest akár több száz kilométerre lévő pontok relatív pozícióját pár milliméter pontosan meg tudjuk határozni. Az időről időre elvégzett mérésekkel pedig évek, évtizedek múltán kirajzolódik a lassú felszínmozgás, így annak sebessége pontról pontra meghatározható.

Adria és Eurázsia ölelésében

GPS mozgásvizsgálati hálózatok segítségével ma már egyre nagyobb részletességgel ismerjük a jelenkori kéregmozgásokat. Pontosan, számszerűen tudjuk, hogy az Afrika tektonikus lemez (valójában Nubia-lemez, figyelembe véve, hogy Afrika kettészakad a Nubia- és Szomáliai-lemezre) tőlünk délre 6-6,5 mm/év északnyugati irányú relatív sebességgel rendelkezik Eurázsiához képest. Közeledik, ütközik, és széles deformációs zóna alakult ki a két rideg, merev lemezbelső között. Ennek része többek között az Alpok, Dinaridák és a Pannon-medence, valamint több, szintén merevnek tekinthető mikrolemez is. Ennek a zónának a mozgásviszonyait is egyre nagyobb részletességgel ismerjük a GPS vizsgálatok révén (1.A ábra). Hazánk jelenkori tektonikus mozgásaira közvetve az Adriai-mikrolemez van a legnagyobb hatással (Pinter és társai, 2006). Az Adriai-mikrolemez mozgása az óramutató járásával ellentétes forgásként jellemezhető egy, a Nyugat-Alpokban lévő képzelt pólus körül (Grenerczy és társai, 2005). Ennek 2,5-4,1 mm/év nagyságú, észak-északkeleti riányú mozgása (1.B ábra) nyomóhatást gyakorol a Pannon-medencére. Ez gyűri fel a Dinaridák és az Alpok hegyláncait is. A Pannon-medencét az ellentétes oldalról viszont a merevnek tekinthető eurázsiai lemezbelső veszi körül, így ez a mozgás folyamatosan nyomja össze a Pannon-medencét.

Közvetlen környezetünk, a Pannon-medence jelenkori összenyomódásának mértéke 1-1,5 mm/év (Grenerczy és Fejes, 2007). Ez itthon azt jelenti, hogy az ország nyugati és északkeleti része 1,2 mm-rel közelebb kerül egymáshoz évente, azaz az elmúlt száz évben már egy átlagos toll hosszával kisebb a távolság pl. Sopron és Sátoraljaújhely meghatározott pontjai között. Ehhez óriási, 400-500 km széles, közel 30 km vastag (Horváth és társai, 2006) közettömeget kell a tektonikus erőknek öszenyomni. Ehhez képest az oroszlányi földrengésben felszabadult energia eltörpül. Ez az energia sok földrengésben – többek között az oroszlányiban – és még ennél is nagyobb képlékenyebb, nem töréses deformációban szabadul fel. Ez a közeledés, a Pannon-medence összenyomódása azt is jelenti, hogy az ország területe közel 800 négyzetméterrel lesz kisebb évente (Grenerczy és Fejes, 2007).

A medencét összenyomó mechanizmus alapvetően két részből áll (Grenerczy és társai, 2005). Egyrészt a Dinaridák hegyvonulata részben ugyan elnyeli, de részben továbbközvetíti az Adria északkeleti mozgását (1.B ábra). Ez többnyire a medence déli részeire van északkeleti irányú nyomóhatással. Másrészt az Adriai mikrolemez a Keleti-Alpok területén ütközik a merev Eurázsiai-lemezzel, s az ütköző zónából kelet felé a vékony, relatíve képlékenyebb anyagú (Horváth és társai, 2006) Pannon-medence felé kipréseli a földkéreg ezen részét (1.B ábra). A medence északi területein ez keleti irányú mozgásban jelentkezik.

Még kisebb léptékben az Alpi–Észak-Pannon szerkezeti egységen belül, az oroszlányi földrengés környezetében különösen érdekes jelenség zajlik. A 2. ábra szemlélteti a keleti 1,2-1,3 mm/év sebességű mozgás lefékeződésát a medence középső, északi területén. A grafikon középső része a GPS pontok sebességét mutatja. Látható, hogy az 1,2-1,3 mm/év mozgás sebessége egy ponttól csökken és nulla körülivé válik. A grafikon felett a Mikroszeizmikus Monitorig Hálózat által detektált, 2,3 magnitúdónál nagyobb földrengéseket láthatjuk (Tóth és társai, 1995-2009), amik szemléltetik az utóbbi évek rengéseinek eloszlását. Ezek helye túnyomó részt a mozgás lefékeződésének zónájával esik egybe. A legalsó hisztogram pedig történelmi adatok (Zsíros, 2000) alapján mutatja a földrengések gyakoriságát az Alpi–Észak-Pannon egységen belül, szintén kijelölve a keleti mozgás lefékeződésének helyszínét.

Alpi–Észak-Pannon szerkezeti egység az ütközőzónából a Pannon-medence felé történő keleti kipréselődése fékeződik le itt. Ebben a térségben, itt a medence közepén nyelődik el mozgásának energiája egy kb. 200 km széles zónában. Az itt felhalmozódó kőzetfeszültségek egy részének felszabadulása jelenik meg földrengésekben (komáromi M=~6.3, dunaharaszti M=~5.6, berhidai M=~4.9, móri M=~5.4), többek között az oroszlányi eseményben. Emiatt nagyobb itt, Közép-Magyarország északi részén a szeizmicitás, melynek része volt a január végi oroszlányi rengéssorozat is. Az oroszlányi két-három évtizedenként bekövetkező esemény, de nem zárható ki a 2011.02.22-i új-zélandi pusztító rengéshez hasonló nagyságú földrengés sem ebben a zónában (Bus és Tóth, 2007). Ennek valószínűsége a közeljövőben azonban igen kicsi, az előfordulás gyakoriságát tekintve pedig rendkívül ritkán bekövetkező esemény.

Összefoglalva

Az űrgeodézia lehetővé tette a jelenkori kéregmozgások detektálását, feltérképezését. Megismertük a nagy tektonikai lemezek egymáshoz viszonyított mozgását, így Eurázsia és Afrika (Nubia) nagy tektonikus lemezeinek sebességét, azok pontos irányát és nagyságát. Ezek széles ütközőzónájában többé-kevésbé merev mikrolmezek és kéregblokkok helyezkednek el, s köztük deformációs zónák. Az Adriai-mikrolemez a térségünk jelenkori mozgásait meghatározó fő tektonikai elem. Ennek 2,5-4,1 mm/év nagyságú észak-északkeleti irányú mozgása nyomóhatást gyakorol a Pannon-medencére. A medencét viszont észak-északkeleti irányban az Eurázsiai-lemez vastag, stabil belseje öleli át. Így a medence folyamatosan összenyomódik, melynek mértéke 1,2 mm/év. Ennyivel kerülnek közelebb egymáshoz a két végében lévő pontok. Ez a medencét összenyomó mechanizmus alapvetően két részből áll. Egyrészt a Dinaridák hegyvonulata részben ugyan elnyeli, de részben továbbközvetíti az Adria északkeleti mozgását. Ez többnyire a medence déli részeire van északkeleti irányú nyomóhatással. Másrészt az Adriai-mikrolemez a Keleti-Alpok területén ütközik Eurázsiai lemezbelsővel, s az ütközőzónából kelet felé a vékony, relatíve képlékenyebb anyagú Pannon-medence felé kipréseli a földkéreg ezen részét. A medence északi területein ez keleti irányú mozgásban jelentkezik. Amint azt a GPS mérések mutatják, ennek az utóbbi, kelet felé mozgó kéregblokknak a mozgása fékeződik le a medence északi, középső területein. Ehhez a kéregmozgáshoz és deformációhoz köthetőek a komáromi M=~6.3, dunaharaszti M=~5.6, behidai M=~4.9, móri M=~5.4, és a 2011. január 28-án bekövetkezett, Oroszlány térségében kipattant M=~4.7 rengések is. Ez a számunkra ‘megrázó’ esemény egy ici-pici része a medence energia-elnyelő mechanizmusának, amit a kelet felé mozgó Adria ütközőzónájából kipréselt kéregblokkra fejt ki. Az utóbbi időben azt is sikerült már meghatározni a GPS és földrengés adatok összehasonlításával (Bus és társai, 2009), hogy ennek az energiának hány százaléka szabadul fel földrengésekben, és milyen arányú az aszeizmikus, azaz képlékeny deformáció, értékes következtetéseket levonva Közép-Magyarország földrengés-veszélyeztetettségére.

Referencia jegyzék

Bus, Z., Gy. Grenerczy, L. Toth, P. Monus, Active crustal deformation in two seismogenic zones of the Pannonian basin - GPS versus seismological observations, Tectonophysics, 474, 343–352, 2009. 

Bus, Z., Tóth, L., Assessment of the maximum earthquake magnitude (Mmax) for the Pannonian basin (in Hungarian). In: Kegyes Brassai, O. (Ed.), Conference on Earthquake Safety in Hungary 2007. Széchenyi István University, Győr, pp. 28–36, 2007. 

Fejes, I., T. Borza, I. Busics, and A. Kenyeres, Realization of the Hungarian Geodynamic GPS Reference Network., J. Geodyn., 18, 145-152, 1993a. 

Fejes, I., M. Barlik, I. Busics, W. Packelski, J. Rogowsky, J. Sledzinsky, and J. B. Zielinsky, The Central Europe Regional Geodynamics Project, paper presented at 2nd International Seminar on “GPS in Central Europe”, Hun. Acad. Sci., Penc, Hungary, Apr. 27-29, 1993b. 

Grenerczy, G., G. Sella, S. Stein, and A. Kenyeres, Tectonic implications of the GPS velocity field in the northern Adriatic region, Geophysical Research Letters, 32, L16311, doi:10.1029/2005GL022947, 2005. 

Grenerczy, Gy., és Fejes I., A magyarországi GPS mozgásvizsgálatok 16 éve, Geodézia és Kartográfia, 59/7, pp. 3-9, 2007. 

Horváth, F., Bada, G., Windhoffer, G., Csontos, L., Dombrádi, E., Dövényi, Fodor, L., Grenerczy, G., Síkhegyi, F., Szafián, P., Székely, B., Timár, G., Tóth, L., Tóth, T., Atlas of the present-day geodynamics of the Pannonian basin: Euroconform maps with explanatory text, Magyar Geofizika, Volume 47, Issue 4, Pages 133-137, 2006. 

Pinter, N., G. Grenerczy, D. Medak, S. Stein, and J. C. Weber (eds.), The Adria Microplate: GPS Geodesy, Tectonics, and Hazards, Springer, Dordrecht, 1-413, 10.1007/1-4020-4235-3, 2006. 

Tóth, L.,Mónus, P., Zsíros, T., Hungarian Earthquake Bulletin. GeoRisk, Budapest, 1995-1999. 

Tóth, L.,Mónus, P., Zsíros, T., Bus, Z., Kiszely,M., Czifra, T.,.Magyarországi földrengések évkönyve, Hungarian Earthquake Bulletin, GeoRisk, MTA GGKI, Budapest, 2001-2009. 

Zsíros, T., Seismicity and seismic hazard of the Carpathian basin: Hungarian Earthquake Catalogue (456–1995), MTA GGKI, Budapest, 2000.