Így mozog a földkéreg alattunk: az oroszlányi földrengés háttere
(Rovat: Földmérési és Távérzékelési Int., Katasztrófák ellen - 2011.03.08 07:15.)

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. Néhány évvel később több országgal való együttműködés kezdeményezése után, széles nemzetközi kooperációban elindult a Közép-Európa jelenlegi geodinamikájának megismerését célzó GPS kutatási program is.

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

A 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. Az Adriai-mikrolemez mozgása az óramutató járásával ellentétes forgásként jellemezhető egy, a Nyugat-Alpokban lévő képzelt pólus körül. 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.

1. ábra. (A, fent) Az Eurázsia–Nubia lemezhatár: Sematikus tektonikai egységek, földrengés-tevékenység (fekete kör, USGS, NEIC), GPS kéregmozgás-sebesség adatok (kék nyíl). Az oroszlányi földrengés helyszíne (piros pont). (B, lent) A földkéreg mozgássebessége a Pannon-medencében és környezetében GPS adatok alapján. Az idősorok a távolság változását mutatják az elmúlt két évtizedben a Pannon-medencében.

Közvetlen környezetünk, a Pannon-medence jelenkori összenyomódásának mértéke 1-1,5 mm/év. 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 kőzettömeget kell a tektonikus erőknek összenyomni. 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.

A medencét összenyomó mechanizmus alapvetően két részből áll. 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 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 lefékeződését 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, amik szemléltetik az utóbbi évek rengéseinek eloszlását. Ezek helye túlnyomó részt a mozgás lefékeződésének zónájával esik egybe. A legalsó hisztogram pedig történelmi adatok alapján mutatja a földrengések gyakoriságát az Alpi–Észak-Pannon egységen belül, szintén kijelölve a keleti mozgás lefékeződésének helyszínét.

2. ábra. Az Alpi–Észak-Pannon egység keleti mozgása és az azt lefékező, energiaelnyelő zóna. A piros nyíllal jelzett szelvény mentén láthatók az utóbbi évek földrengései, a kéregmozgás-sebesség és annak változása, valamint a földrengés-gyakoriság e szelvény mentén a történelmi szeizmicitás alapján.

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. február 22-i új-zélandi pusztító rengéshez hasonló nagyságú földrengés sem ebben a zónában. Ennek valószínűsége a közeljövőben azonban igen kicsi, az előfordulás gyakoriságát tekintve pedig rendkívül ritkán bekövetkező esemény.

Dr. Grenerczy Gyula
FÖMI Kozmikus Geodéziai Obszervatórium,
MTA-BME Fizikai Geodézia és Geodinamikai Kutatócsoport