ábra. Magyarország negyedidőszaki mozgásainak térképe [Jámbor &Szeidovitz 1995]

II.1.1 A Kárpát-medence belső területén kipattanó rengések blokkelmélete

Az I.2.2.b fejezetben ismertettem néhány szeizmotektonikai elképzelést a Magyarországon ki-pattant rengések elhelyezkedésére vonatkozóan, melyek között [Réthly 1952, Gutdeutsch &

Arič 1987] már szerepelt a blokkelmélet. Jelen fejezetben Dr Szeidovitz Győző elképzeléseit vázolom fel a hazai rengések blokkokkal kapcsolatos kipattanási okaira.

országhatár

a kainozoós medencealjzatban lévő süllyedékek határa a negyedidőszak folyamán működő fő harántörések a negyedidőszak folyamán süllyedő és

emelkedő területeket elválasztó főbb törések a legnagyobb negyedidőszaki süllyedékek területe

Magyarország negyedidőszaki mozgásainak térképe (Jámbor és Szeidovitz, 1995)

A hazánkban keletkezett rengések epicentrum térképén kirajzolódnak olyan területek, ahol még soha nem figyeltek meg rengéseket (hegyvidékek, tiszántúli területek), illetve vannak olyan zónák, amelyek sokkal aktívabbak a környezetüknél (hegylábi peremek, süllyedő me-dencék szélei). Néhány esetben a földrengések területi eloszlásából kisebb blokkok is körvona-lazhatók. Az 1985-ös berhidai földrengés utórengéseinek forrását — az epicentrumba telepített megfigyelő-hálózattal — sikerült néhány száz méteres pontossággal meghatározni [Szeidovitz 2000a]. Ezek az utórengések kivétel nélkül a Küngösi-tábla és a Berhidai-medence átmeneti zónájában keletkeztek, melyről ismert, hogy egy emelkedő és egy süllyedő terület határát ké-pezi. A geomorfológiai vizsgálatok [Ádám et al. 1959] szerint a Berhidai-medence a pleiszto-cén közepén süllyedt meg, és ez a folyamat elképzelhető, hogy napjainkban is tart, vagyis fe-szültség-felhalmozódás történik a Küngösi-tábla és a Berhidai-medence között. Sok hasonló süllyedő medence és emelkedő (nem süllyedő) terület van a Kárpát-medencében, ezek egy ré-szén már keletkeztek nagyobb rengések (Eger-Ostoros (Bükk), Dunaharaszti, Pincehely (Tol-nai-hegyhát) stb.).

Néha előfordul, hogy a blokkokat elválasztó zónában regionális törésvonalak húzódnak (pl. Kapos vonal a Tolnai-hegyhát és a Ny felé süllyedő medence között, vagy a Móri-árok két emelkedő blokk között). Ezeknek csak azon részei aktívak, amelyek mozgásra késztetett szer-kezetek közelében találhatók [Szeidovitz & Varga 1997].

A Kárpát-medence környezetében található lemeztöredékek, blokkok mozgásait meg-határozó erőket az I. fejezetben foglaltam össze. Ezek az erők valószínűleg befolyásolják a medencén belüli blokkok viselkedését is. Továbbá feltételezhető, hogy ezek az erők csak las-san, geológiai lépték szerint változnak, ami azt jelenti, hogy elég hosszú megfigyelési időtar-tam alatt a mozgó blokkok kontúrjait a földrengések területi eloszlása tükrözni fogja.

A blokk elképzelésekből az is következik, hogy pl. a pleisztocén folyamán keletkezett rengések együttes hatása bizonyos felszíni nyomokat is hagyhat, vagyis a szeizmogén terüle-tekre a mélytöréseken kívül pleisztocén és holocén, valamint jelenkori mozgásokra is utaló je-lenségek a jellemzők [Szeidovitz & Varga 1997]. Sajnos az erózió ezeket a nyomokat el is tün-tetheti, ezért ezen ismérvek hiányában még nem állíthatjuk egy területről, hogy ott nem várha-tók földrengések.

A blokk elképzeléssel magyarázható az a megfigyelés, hogy a regionális törésvonalak csak bizonyos, kitüntetett részei aktívak, azok a részek, amelyek a blokkokat választják el egymástól. Természetesen egy-egy regionális törésvonal szakaszos aktivitását a földrengések rövid, csupán néhány száz éves megfigyelési időszakával is magyarázhatjuk, de úgy tűnik, hogy a szakaszos aktivitás a hazánkban található törésvonalakra általánosan érvényes.

A munkahipotézis harmadik része a földrengések keletkezését megelőző feszültség felhalmozási folyamat bonyolultságára kíván utalni. Megfigyelések igazolják, hogy a nagyobb rengéseket elő-rengések vezetik be (itt egy hosszabb folyamat — ezer vagy akár tízezer év — időnkénti kisebb rengésekkel történő megszakítására kell gondolni).

A fenti munkahipotézisből következik, hogy a rengések területi eloszlása bizonyos stabili-tást kell, hogy mutasson, aminek a következményeit az alábbi pontokba lehet összefoglalni:

1. Egy-egy fészekben több rengés keletkezett a pleisztocén (elmúlt 2,4 millió év) folyamán, amelyek — ha külön-külön nem is okoztak észrevehető változást a felszínen — együttes hatásuk már tetemes lehet.

2. Töréses zónák találhatók a mélyszerkezetben, és ezek a fiatalabb rétegeket is elvetik.

Ezen mozgások esetleg geomorfológiai, neotektonikai kutatásokkal kimutathatók első-sorban a közel vízszintes területeken, ahol már kis emelkedések vagy süllyedések meg-változtathatják a vízhálózat térbeli helyzetét. A rekonstruált ősföldrajzi kép elemzéséből az aktív területek esetleg kijelölhetők.

3. A rengések a különböző sebességgel mozgó lemezek (mikrolemezek, blokkok) határán keletkeznek, aminek következtében a rengésforrások kijelölik a töréseket esetleg a leme-zek kontúrjait. A lemeleme-zek méreteiből a várható rengések erőssége becsülhető.

4. A nagyobb rengések környezetének aktivitása az átlagosnál magasabb. Ennek a feltevés-nek a szeizmoaktív területek felismerésében van jelentősége.

Az elmondottakból következően az előzőekben körvonalazott modell alapján a rengésfészkek jelentős része nyomozható, de néhány esetben törésvonalakhoz nehezen kapcsolható rengésfészke-ket is megfigyelhetünk. A vázolt ismérvek alapján Jámbor & Szeidovitz [1995] elkészítették Ma-gyarország negyedidőszaki mozgásainak térképét 1:500 000 méretarányban. A térkép szerkesztésé-nél figyelembe vettek minden olyan kutatási eredményt, amely az utóbbi években született. A földtani, geomorfológiai, geofizikai és geodéziai kutatások eredményeinek elemzésén alapuló kinematikai térképet a földrengésadatokkal egybevetve megállapították, hogy a rengések nagy része a kinematikai térképen megjelölt szerkezetek környezetében keletkezett, de voltak olyan rengések is, amelyeknek keletkezési helyére a kinematikai térkép nem adott magyarázatot.

A térkép tehát nem váltotta be teljes mértékben a hozzá fűzött reményeket. Ennek okait ku-tatva arra a következtetésre jutottak, hogy a süllyedő medencéken belül és azok környezetében gyakran igen sekély mélységben is várhatóak rengések. Ezen állítás alátámasztására a következő alfejezetben leírtakat érdemes átgondolni.

II.1.2 Süllyedő medencéken belül és azok környezetében keletkezett sekélyfészkű ren-gések

A Kárpát-medencében keletkezett rengések egy része sem a regionális törésvonalakhoz, sem a blokkperemekhez nem kapcsolható. Szeidovitz et al. [2002] elképzelései szerint ezek a rengé-sek rengé-sekélyfészkűek, és a süllyedő medencéken belül az üledékben keletkeztek. Ez szokatlan feltételezésnek tűnhet, de napjainkra már sok bizonyítékot lehet szolgáltatni ennek alátámasz-tására [Szeidovitz et al. 2004]. Az ilyen típusú rengések oka valószínűleg az, hogy a medencék szárnyain az üledék lerakódási sebessége kisebb, mint a medence mélyebb részein. A süllyedő medence mélyebb területén nyomó jellegű, a szélein húzó erőhatások jönnek létre [Szeidovitz személyes közlés]. A kőzetek a húzóerővel szemben kevésbé ellenállók, ilyenkor szétszakad-nak, ezáltal akár nagyobb méretű földrengéseket hoznak létre. Az üledékes kőzetek megszaka-dásának helyén anyaghiány lép fel, amely további rengések forrása lehet, hiszen a fellazult ré-tegekre nehezedő kőzetek a medence szárnyain hirtelen megcsúszhatnak. Ismeretes, hogy a megcsúszás már viszonylag kis dőlésű aljzaton is a gravitációs erő hatására könnyen végbeme-het, ha elegendően nagy a pórusfolyadék nyomása a csúszó rétegekben [Hubbert & Rubey 1959]. A folyamatos feszültség-felhalmozásról a hatalmas mennyiségű anyag átrendeződése gondoskodik (a Kárpát-medencében csak a pannon folyamán 50–100 ezer km³) [Rónai 1963].

Nem meglepő tehát, hogy a lepusztult részek emelkednek, a medencék pedig tovább süllyed-nek [Rónai 1973, Urbancsek 1979].

A tömegátrendeződések mechanizmusának kérdésével Hubbert & Rubey [1959] részlete-sen foglalkozott. A szerzők a földtani rétegek áttolódását vizsgálták, de nem foglalkoztak a földrengések kialakulásához vezető folyamatokkal. Scholz [1990] mint egy földrengést generá-ló lehetőséget említette a tömegátrendeződések mechanizmusát. A szerzők az elvi alapokat a következőképpen foglalták össze.

Tételezzük fel, hogy a porózus kőzetben a folyadék nyomása p, és egy adott síkon a tel-jes feszültség normál és nyíró összetevője S és T, akkor Gupta & Rastogi [1976] szerint

σ = S-p, (II.1)

τ = T, (II.2)

ahol σ és τ a szilárd testben az effektív feszültség megfelelő összetevői.

Ezek szerint a nyírófeszültség változatlan marad, míg a normális feszültség a pórusnyomás (p) értékével csökken.

A Mohr-Coulomb törvény szerint, a csúszás egy, a kőzeten belüli tetszőleges belső sí-kon akkor következik be, ha a nyíró feszültség az adott sík mentén elér egy kritikus értéket:

τ crit = τ0 + σ tan Φ, (II.3)

ahol σ a normál feszültség a csúszó felületen, τ0 a kőzet kezdeti nyírószilárdsága, ami-kor a normális irányú feszültség (σ) nulla, és Φ a belső súrlódás szöge. Amikor azonban a tö-rés elkezdődik, τ0 megszűnik és további csúszás történik, ha

τ crit = σ tan Φ = (S-p) tan Φ. (II.4) Ezt az egyenletet tovább lehet egyszerűsíteni, ha p-t kifejezzük S segítségével a következő

kép-lettel:

p = λS, (II.5)

amelyet ha a (4)-be írjuk a következőt kapjuk:

τ crit = σ tan Φ = (1- λ) S tan Φ. (II.6)

A (II.4) és (II.6) egyenletekből következik, hogy anélkül, hogy a tanΦ csúszási koefficiens vál-tozna, a p folyadéknyomás növekedésével a nyírási feszültség kritikus értéke tetszőlegesen ki-csi lehet. Egy horizontális blokkban az Szz egységnyi felületre eső teljes súlyt együttesen adja a p folyadéknyomás és σzz. A pórusnyomás növekedésével σzz eltűnik, ahogy p közelit Szz-hez, (azaz λ tart 1-hez).

Egy θ lejtőszög mentén történő gravitációs csúszás esetén

T= S tan θ, (II.7)

ahol T a teljes nyírófeszültség és S a teljes normál feszültség egy dőlt síkon.

Azonban (II.2) és (II.6) egyenletekből

T= τ crit = (1- λ) S tan Φ (II.8)

összefüggés adódik. Azután a (II.7) és (II.8) egyenletek jobb oldali részéből kapjuk

tan θ = (1- λ) tan Φ, (II.9)

egyenletet, ami jelzi, hogy a θ kritikus dőlési szög (amely szög esetén megindulhat a blokk csúszása) 0-hoz tart, miközben a p folyadéknyomás az S teljes normál feszültséghez kö-zelít (azaz λ tart 1-hez).

II.2. ábra. A pórusnyomás-növekedés