A tanulmány összefoglalja a legfrissebb ismereteinket a Pannon-medence és a környezõ orogén hegyláncok jelenkori tektonikájáról és geodinamikájáról. A fõ hangsúlyt a terület háromdimenziós deformációs képének és kõzetfeszültség- állapotának jellemzésére helyezzük. Értékes információkat nyertünk a tektonikai folyamatok numerikus modellezésével, így ezeket az eredményeket is összegezzük. Kimutatjuk, hogy a Pannon-medencében a tágulás (extenzió) véget ért. A térség jelenleg döntõen kompressziós erõk hatása alatt áll, amely elsõsorban az Adriai-mikrolemez északias mozgásával és nyomásával hozható összefüggésbe. Ennek eredményeképpen a terület az utóbbi kb. 5-6 millió évben, a pliocén kortól kezdõdõen szerkezeti inverziót szenved el.

Egy terület fiatal vagy neotektonikájának minél pontosabb ismerete sokféle szempontból lényeges. Környezetvédelmi (l. radioaktív hulladékok elhelyezése, atomerõmûvek telepítése) és kõolaj-kutatási szempontok, valamint egy adott régió földrengés veszélyeztetettségének megítélése egyaránt kiemelt fontossággal bírnak a földtani kutatásban. Mivel a geológiai folyamatok rendkívül lassúak, azok jelenkori jellegének megítélése lehetõség szerint minél több információ bevonását, valamint gondos és mértéktartó elemzést követel. Ebben a tanulmányban mi is erre teszünk kísérletet.

  A Keleti-Alpok, a Kárpátok és a Dinaridák által körülölelt Pannon-medence a korai miocéntõl kezdõdõen (mintegy 20 millió éve) jött létre a földkéreg jelentõs megnyúlása és süllyedése során. Bár a részleteket illetõen még sok a nyitott kérdés, abban egyetértés mutatkozik, hogy a medencében megfigyelt, több száz kilométeres tágulásért és a Kárpátokban tapasztalt egyidejû és hasonló mértékû térrövidülésért az Alpok és a Kárpátok külsõ íve mentén ható, a harmadidõszakban aktív szubdukciós folyamat tehetõ felelõssé (Royden, 1988; Horváth, 1993). Az ún. szubdukciós hátragördülés (roll-back) és szívás (trench suction) hatására a Pannon-medence aljzatát alkotó lemeztöredékek keleties irányban mozogtak, miközben egyikük (ALCAPA egység) az óramutató járásával ellentétesen, míg másikuk (Tisza–Dácia egység) azzal megegyezõen forogtak (1. ábra). Ugyanekkor jött létre a Kárpátok gyûrt hegységének jellegzetes íve is, melynek csapása a Bécsi-medencétõl a Déli-Kárpátokig folyamatosan, m. e. 200–220^o-ot változik. Az ALCAPA egység keleti irányú kilökõdését erõsítette az Adriai-mikrolemez északi irányú mozgása is (Ratschbacher et al., 1991), amely az afrikai és eurázsiai lemezek folyamatos közeledése miatt intenzíven fúródott és napjainkban is fúródik az Alpok és Dinaridák láncolatába. A Pannon-medence aljzatára tehát két oldalról ellentétes jellegû erõk hatottak. A miocén kor folyamán a keletrõl ható húzóerõk uralkodtak, az emiatt rendkívül kivékonyodott és lesüllyedt kéregre nagy vastagságban változatos üledékek települtek. Amikor azonban a kelet felé hátráló szubdukció frontja elérte a rendkívül rideg és vastag Kelet-Európai tábla peremét, a nyugati irányból ható nyomóerõk váltak dominánssá. Az általános tágulás megszûntével – a késõ miocén rövid, viszonylag csendes átmeneti idõszakát követõen – ekkor kezdõdhetett meg a Pannon-medence napjainkban is zajló szerkezeti inverziója. A következõkben ezen folyamat néhány jellemzõ stílusjegyét mutatjuk be.

1. ábra. A Pannon-medence és a környezô gyûrt hegységek neogén szerkezetföldtani térképe a fontosabb törésvonalakkal. A medence aljzatát két fô egység, az északi ALCAPA és a déli Tisza-Dácia lemeztöredékek alkotják. 1: molassz öv, 2: flis öv, 3: harmadidôszaknál idôsebb képzôdmények, 4: Penninikum és Vardar-zóna, 5: neogén vulkanitok, 6: Pieniny szirtöv, 7: mikrolemezek mozgási iránya, 8: eltolódás, 9: normálvetô, 10: antiklinális és feltolódás. Bm: Bécsi-medence, Dm: Dráva-medence; Em: Erdélyi-medence; Ka: Kisalföld; A: Alföld, Sm: Száva-medence.

A Pannon-medencében és a környezõ hegységekben napjainkban is aktív tektonikai folyamatok zajlanak, emiatt bizonyos kõzetblokkok egymáshoz képest törésvonalak mentén elcsúszhatnak. Ezeket a mozgásokat gyakran kíséri földrengések kipattanása: a térség szeizmicitásának elemzésével az aktív törésvonalak kijelölhetõk, a deformáció vízszintes komponense, így a szerkezeti egységek laterális elmozdulása – bizonyos feltételek mellett – meghatározható. Legalább ilyen fontos a deformáció függõleges összetevõje: a süllyedõ és emelkedõ területek szeizmikus szelvények, geodéziai mérések és geomorfológiai adatok, valamint a negyedkori üledékek elterjedésének segítségével jelölhetõk ki.

  Tektonikai aktivitás és földrengés-tevékenység. A Pannon-medence és környéke szeizmicitását áttekintve a legintenzívebben deformálódó területek az Adriai-tenger peremi vidékein találhatók. A gyakori földrengéseknek és a szeizmikus állomások viszonylag sûrû hálózatának köszönhetõen itt sikerült megbízhatóan kijelölni az aktív törésvonalak helyét (2. ábra) és meghatározni az azok mentén történõ mozgások jellegét (Anderson és Jackson, 1987; Del Ben et al., 1991). A Déli-Alpok területén az északias térrövidülés az uralkodó. A Dinári-hegységben jobbos eltolódásokat észleltek transzpressziós jelleggel, az aktív kompresszió itt is szembetûnõ. Ezek alapján egyetértés mutatkozik abban, hogy a megfigyelt deformációs képért legelsõsorban az Adriai-mikrolemeznek az óramutató járásával ellentétes forgása és az Európához képest északias mozgása tehetõ felelõssé. Ez az észak felé sodródó, viszonylag merev, kontinentális kérgû blokk folyamatos nyomást fejt ki mind az Alpok, mind pedig a Dinaridák láncolatára. Érdekességképpen megjegyzendõ, hogy az Adriai-egység nyugati oldalán, az Appennini-hegységben és a Tirrén-tenger peremén aktív, nagyjából kelet–nyugati extenziót figyeltek meg, ami megerõsíti az ezen lemeztektonikai folyamatok közötti genetikai rokonságot. Mindezt megerõsítik a kozmikus geodéziai mérésekkel kapott információk is (Ward, 1994). Teljesen független adatokra támaszkodva Anderson és Jackson (1987), ill. Ward (1994) egyaránt meghatározta az Adriai-mikrolemez Európához viszonyított forgásának rotációs pólusát. A két vizsgálat meglepõen hasonló, épp ezért nagyon meggyõzõ eredményt hozott. Eszerint Adria Euler-pólusa nagyjából a Nyugati-Alpok alatt, kb. az északi szélesség 45^o-án és a keleti hosszúság 6–10^o-a között található.

2. ábra. Néhány jelenleg is aktívnak tartott törésvonal a Pannon-medence térségében. A terület legintenzívebben deformalodó zónája a Déli-Alpok és a Dinári-hegyseg, alamint a Vrancea-zóna térsége. A Pannon-medence – legalábbis a Kárpátok és a Kelet-Európai táblához képest – közepesen aktívnak tekinthetô.

  Egy másik érdekes terület a Keleti-Kárpátok hajlatánál található Vrancea-zóna (2. ábra). Térképi nézetben a földrengések epicentrumai egy meglehetõsen lokalizált területre koncentrálódnak (Oncescu, 1984). A hipocentrumok mélység szerinti eloszlása viszont egy asztenoszférába süllyedõ litoszféra lemez csaknem függõleges maradványát valószínûsíti. A legmélyebb fészkû földrengések csaknem 200 km-rel a földfelszín alatt pattannak ki, ami egyedülálló az egész térségben. Fontos felismerés, hogy kb. a 40 és 60 km közötti mélységközbõl nem érkeznek szeizmikus jelek, ami arra utal, hogy a mélybe nyúló lemez folyamatossága ebben a tartományban megszakad. Amikor a miocénben még aktív kárpáti szubdukciós ív a kelet-európai táblát elérte, a nagysûrûségû, részben talán óceáni kérgû, azaz szubdukálódni képes litoszféra darabok teljesen felemésztõdtek. A szubdukciós zónába akkor már könnyû és nagy vastagságú, kontinentális kérgû egységek érkeztek, amelyek képtelenek voltak az ALCAPA, illetve a Tisza–Dácia lemez alá bukni. A szubdukciós folyamatok ilyen befulladása Wortel és Spakman (1992) szerint oda vezet, hogy a már alábukott lemezek súlyuknál fogva mintegy lecsípõdnek a felszínen maradó részeikrõl. Ez a lecsípõdés (slab detachment) északnyugaton (Nyugati-Kárpátok) jóval elõbb, már a miocén kor végén megkezdõdhetett, a délkeleti területeken (Vrancea-zóna) pedig napjainkban fejezõdik be. Emiatt az immáron inaktív kárpáti szubdukciós ív nem képes további húzóerõt kifejteni a Pannon-medence aljzatára, a tágulás tehát megszûnik. Ez a folyamat döntõ jelentõséggel bír a Pannon-medence tektonikai rendszerváltásában: közvetett módon ez teszi lehetõvé, hogy a délrõl ható nyomóerõk dominánssá válhatnak.

  A Pannon-medence belsõ területein szerencsére jóval kisebb a tektonikai aktivitás. Emiatt persze sokkal nehezebb precíz szeizmotektonikai modelleket kidolgozni – így pl. aktív vetõket kijelölni –, mint a Dinaridák vagy a Déli-Alpok területén. A nehézségek ellenére lehetséges néhány szeizmoaktív zóna behatárolása. Horváth (1984) szerint ezek a nyírási övek korábbi, fõképp neogén szerkezeti elemeknek feleltethetõk meg: ezek reaktiválódásához köthetõ a magyarországi földrengések zöme. Vannak kivételek is, ahol rendkívül fiatal törésvonalakhoz kapcsolódó szeizmoaktív zónák körvonalazhatók. Jó példa erre a Komárom–Móri-árok zónájában tapasztalható földrengés-tevékenység. Az elsõ és mindmáig jónak tartott regionális szeizmotektonikus modellt Gutdeutsch és Aric (1988) dolgozta ki. Szerintük a Pannon-medence térségében található néhány merev blokk egymáshoz képest szeizmoaktív vetõk mentén csúszik el. Ezen törések többsége már a Pannon-medence korábbi története során is aktív volt. Jó példa erre a Keleti Alpokból induló, a Bécsi-medencét déli oldalról határoló és nagyjából Zsolnánál elvégzõdõ Mur–Mürz–Zilina-vonal. Az ALCAPA egységet délen a szintén aktívnak mutatkozó Periadriai- és Zágráb-vonal határolja, amelynek folytatása valószínûleg a Kapos-vonalban keresendõ. Ez a törés tovább nyomozható Paks környékétõl egészen Kecskemétig. A szerzõk fontos megállapítása tehát, hogy az igen aktív dinári fronttól távol is észlelhetõ ezen kéregblokkok mozgása, illetve kismértékû deformációja.

  Gutdeutsch és Aric (1988) modelljét több szempontból is tovább finomította és bõvítette Gerner et al. (1998) legújabb dolgozata. Így pl. számolták és összegezték a földrengések kipattanásakor felszabaduló energiákat. Ez alapján kiderült – amint az várható volt –, hogy a Pannon-medence belseje sokkal kevésbé deformálódik, mint a Déli-Alpok és a Dinári-hegység területe. Ezzel szemben meglepõ, hogy ugyanitt a Kárpátok orogén ívéhez, és különösen az aszeizmikusnak tekinthetõ kelet-európai táblához viszonyítva nagyságrendekkel nagyobb energiák szabadulnak fel a földrengések során! Ez alapján a Pannon-medencét feltétlenül a tektonikusan aktív területek közé kell sorolnunk.

  A földrengések fészekmechanizmusának tanulmányozásával – szerencsés esetben – meghatározható egy törésvonal menti csúszás irányának vízszintes komponense is. Ezen vektorok regionális öszszegzésével jó képet nyerhetünk a terület vízszintes irányú deformációjáról (3. ábra). Mind az egyes mozgási vektorirányok (3.a ábra), mind pedig az ezekbõl nyert simított, az általános trendeket mutató kép (3.b ábra) azt mutatja, hogy a Pannon-medence nyugati és délnyugati peremterületein (Alpok) É–ÉNy-i irányú a mozgás, ez a Dinaridák délkeleti vidékein inkább északkeletiessé válik. Ez tovább erõsíti a feltételezést, hogy az Adriai-mikrolemez valóban az óramutató járásával ellentétesen forog. A Pannon-medence aljzatát adó ALCAPA és Tisza–Dácia egységek északkeleti, illetve keleti irányban, azaz továbbra is nagyjából a Kárpátok ívére merõlegesen sodródnak.

3. ábra. A földrengések fészekmechanizmusából meghatározott vízszintes mozgási irányvektorok (a) és az ezekbôl egy simítási eljárással kapott általános deformációs kép (b). Jól látszik, hogy az Alpok és a Dinaridák vidéke északi, míg a Pannon-medence aljzatát alkotó lemeztöredékek inkább északkelet-kelet felé mozognak. A szaggatott vonalak a 2. ábrán látható aktív törésvonalakat jelölik.

  Vertikális mozgások a Pannon-medence térségében. A Pannon-medence több részmedencéje – így pl. a Kisalföld és az Alföld, valamint a Dráva- és a Száva-medence központi és a Bécsi-medence délkeleti szektorai - a neogén idõszakot követõen a negyedkorban is tovább süllyedt (4. ábra). Ezeket a területeket viszonylag nagy vastagságban borítják negyedkori üledékek, amelyek viszonylag folyamatosan települnek az idõsebb képzõdményekre. Rónai (1974) klasszikus tanulmányában megállapította, hogy a pliocén üledékek jelenlegi topográfiai pozíciója alapján hazánkban 1000 m-es nagyságrendû negyedkori függõleges mozgással kell számolnunk. A Pannon-medence belsõ területein szigetszerûen kiemelkedõ dombvidékeink és hegységeink jelenleg is emelkednek. Ezt jól bizonyítják a középhegységi területeink peremvidéken felvett szeizmikus szelvények. Ezek egyrészt egyértelmûen mutatják, hogy a sülylyedõ területeken az üledékek nyugodt, közel vízszintes településûek. A hegységek felé közeledve azonban a réteglapok többsége enyhén dõl, a felszínen elvégzõdik, kiékelõdik. Ez arra utal, hogy a pliocén és negyedkori üledékek elterjedése jóval nagyobb lehetett, de a kiemelkedõ területeken eróziósan lepusztultak. Ugyanezt az értelmezést erõsíti jó néhány geomorfológiai adat is. A Duna õsi teraszszintjeinek korrelációjával (Pécsi, 1959), valamint a pleisztocén édesvízi mészkövek elterjedésének vizsgálatával (Pécsi et al., 1984) kiderült, hogy a Dunántúli-középhegység a kvarter folyamán emelkedett ki; bizonyos helyeken gyorsabb, másutt pedig lassabb ütemben. Hasonló kiemelkedés tapasztalható az Erdélyi-medencében és a Keleti-Kárpátokban is, néhol csaknem 5 mm/év sebességgel (Popescu és Lazarescu, 1988); továbbá úgy tûnik, hogy a Pannon-medence nyugati pereme és a Keleti-Alpok is intenzíven emelkedik (Sachsenhofer et al., 1997).

4. ábra. A Pannon-medence negyedkorban süllyedô és emelkedô területei. Elôbbire példa az Alföld (A), Kisalföld (Ka), a Dráva- (Dr), a Száva- (Sz) és a Bécsi-medence (Bé) déli része. Ezzel szemben a Dunántúli- (Dkhgy) és az Erdélyi-középhegység (Erkhgy), valamint az Erdélyi- (Er) és a Stájer-medence (St) az utóbbi 2 millió évben folyamatosan emelkedett.

  Összefoglalásképpen megállapítható, hogy – leszámítva a Kisalföld és az Alföld, valamint a Bécsi-, a Dráva- és a Száva-medence süllyedõ részeit – a Pannon-medence és a környezõ hegyláncok nagy része a negyedkorban és napjainkban is emelkedni látszik. A vertikális mozgások sebessége csak becsülhetõ, de úgy tûnik, hogy mindenütt alatta marad az 5 mm/év ütemnek. A hagyományos geodéziai szintezés eredményei szerint mind az emelkedés, mind pedig a süllyedés üteme évenként kb. 1-2 mm-re tehetõ (Joó, 1992). Hasonlóképpen bizonytalan ezen differenciális kéregmozgások geodinamikai háttere. Horváth és Cloetingh (1996) szerint a napjainkban is zajló tektonikai stílusváltás egyik legfontosabb következménye a Pannon-medence rendellenes kései, azaz pliocén–kvarter korú süllyedéstörténete. Értelmezésük szerint a Pannon-medence feszültségállapotának lényeges megváltozása, a kompreszsziós erõhatások uralkodóvá válása miatt a késõ miocénre jellemzõ nyugodt süllyedés után a medence bizonyos szegmensei (Dunántúli-középhegység és a peremi területek) emelkedni kezdtek, míg más részeken felgyorsult süllyedést tapasztalunk (Kisalföld és Alföld). Mindezért végsõ soron a Pannon-medence aljzatát adó litoszféra lemez fokozatos meggyûrõdése a felelõs: a kiemelkedõ területek ebben a felfogásban nagy léptékû antiklinálisoknak, a süllyedõ vidékek pedig szinklinálisoknak felelnek meg. Mivel a litoszféra ilyen stílusú és mértékû deformációjához a feszültségtér valóban számottevõ megváltozása (húzásból összenyomás) szükséges, ezért érdemes áttekinteni a Pannon-medence térségében elvégzett kõzetfeszültség-mérések eredményeit és az így nyert adatok értelmezését.

Folytatás

Vissza a tartalomjegyzékhez