Elôzô rész

Többféle módszer használatos a jelenkori (recens) feszültségtér meghatározásához. A cél mindig a kõzettestek feszültségállapotát jellemzõ térbeli ellipszoid három tengelyének, a fõfeszültség tengelyeknek a meghatározása: ezek irányát és ha lehetséges, nagyságát is mérik, illetve számolják. A földkéregben e három tengely közül kettõ általában vízszintes, a harmadik erre merõleges, azaz függõleges. Háromféle feszültségteret különböztethetünk meg. Ha a legkisebb fõfeszültség (tiszta tenzió vagy legkisebb nyomás) iránya vertikális, akkor kompressziós; ha viszont a legnagyobb fõfeszültség (kompresszió) a függõleges, akkor tenziós térrõl beszélünk. Elõbbi esetben uralkodóan térrövidülést, utóbbinál extenziót tapasztalunk. A harmadik eset, amikor mindkettõ a vízszintes síkban van: ez az ún. eltolódásos feszültségtér. Ekkor a kõzetblokkok egymáshoz képest jellemzõen vízszintes irányban mozognak. Az összes mérési módszer lényege abban áll, hogy ha a litoszféra deformációját meghatározzuk, akkor az azt létrehozó erõhatásokra, feszültségekre is következtetni tudunk. Üledékekkel feltöltött medencék esetén, így Magyarországon is, a leggyakrabban használt technika a mélyfúrások faldeformációjának mérése, amellyel kielégítõ módon lehet a fõfeszültség-irányokat becsülni. A fúrólyuk körül koncentrálódó erõk hatására az eredetileg kör keresztmetszetû lyuk ellipszissé válik: ennek rövidebb tengelye adja a legnagyobb horizontális fõfeszültséget. A ráfúrásos technikával viszont a fúrómag alakváltozását vizsgálják annak kiemelése után. A felszínre került kõzet ugyanis – megszabadulván a rá ható nyomástól – alakváltozást szenved el, amibõl következtethetünk az eredeti feszültségviszonyokra. A földrengések fészekmechanizmusa is a segítségünkre lehet. Egy rengés szeizmikus hullámainak elsõ beérkezését rögzítik a mérõállomások: ezek térbeli eloszlását elemezve viszonylag jó pontossággal megadhatók azok a térnegyedek, illetve irányok, amelyekben kompresszió vagy tenzió uralkodik. Ezen módszereken kívül egy terület fiatal, recens aktivitású törésvonalainak geometriáját és az azok mentén történõ elmozdulásokat is vizsgálhatjuk (pl. ûrfelvételeken), amelyek fontos adalékkal szolgálhatnak a különbözõ kéregblokkok határait, mozgását és belsõ deformációját illetõen.

  A nemzetközi “World Stress Map Project” keretében az elmúlt 15 év alatt öszszegyûjtött adatok alapján kiderült, hogy a feszültségirányok viszonylag nagy, akár egy egész kontinensnyi területen közel homogénnek tekinthetõk, ezek az ún. feszültség-provinciák. A meghatározott irányok jól tükrözik a régió geodinamikájának fõbb jellemzõit. Így pl. összenyomást (kompressziót) tapasztalunk, ha két kõzetlemez egymásnak torlódik: ekkor orogén hegyláncok gyûrõdhetnek fel. Széthúzás (tenzió) és tágulás (extenzió) figyelhetõ meg pl. az óceáni medencék keletkezésénél. Ha tehát ismerjük a kõzetekben meglévõ feszültségteret, érdekes következtetéseket vonhatunk le egy területre ható geológiai folyamatok fõbb jellemzõire és azok relatív fontosságára vonatkozóan. A földkéreg jelenkori kõzetfeszültségének ismerete hasznos segítséget nyújt a Pannon-medence lemeztektonikai folyamatainak és szerkezetfejlõdésének megértéséhez is.

5. ábra. Jelenkori kôzetfeszültség a Pannon-medence térségében. A jelek a maximális horizontális feszültségirányokat jelzik. Az Alpokban nagyjából É-D-i kompresszió figyelhetô meg, amely a Dinaridákban ÉK-DNy-ivá válik. A Pannon-medence belsejében is hasonló trend figyelhetô meg, míg a Vrancea-zónában nagyjából ÉNy-DK-i irányú a nyomás. A simított irányok a 7.a ábrán láthatók.

  A Pannon-medencében és a környezõ hegységekben eddig mért adatokat az 5. ábra illusztrálja: a jelek a maximális horizontális fõfeszültség-irányokat mutatják (Gerner et al., 1998). A régió jelenleg fõképp kompressziós, illetve eltolódásos feszültségtér hatása alatt áll, a medence születése és fejlõdése idején jellemzõ tágulást az utóbbi néhány millió évben térrövidülés váltotta fel. A térképet tanulmányozva rögtön szembetûnõ, hogy bizonyos vidékek egymástól élesen eltérõ kompressziós irányokkal jellemezhetõk. A fõbb trendeket a feszültségirányok simításával tehetjük szemléletesebbé, így – az adatok egyidejû interpolálásával – kiküszöbölhetjük a mintavétel területi inhomogenitásait is (7.a ábra). A legnagyobb vízszintes fõfeszültség (kompreszszió) iránya a Déli-Alpoktól a Dinári-hegység déli pereméig az óramutató járásával megegyezõ módon, mintegy legyezõszerûen elfordulni látszik: míg az utóbbi területen ÉK–DNy-i, az Alpokban közel É–D-i az összenyomás iránya. A Pannon-medence központi és keleti vidékein ugyanez nagyjából ÉK–DNy-i csapású, amely fokozatosan K–Ny-ivá, majd NyÉNy–KDK-ivé válik az Erdélyi-középhegység és az Erdélyi-medence illetve a Keleti-Kárpátok területén. Ezzel szemben a Nyugati-Kárpátokban a nyomás iránya közel merõleges a hegylánc ívére: nyugatabbra ÉNy–DK-i, keletebbre pedig megint ÉK–DNy-i trend jelölhetõ ki.

6. ábra. A végeselemes feszültségmodellezésnél alkalmazott peremfeltételekkel feltételezett geodinamikai folyamatok jellegét, mértékét és egymáshoz viszonyított fontosságát tesztelhetjük. A számítások során kiderült, hogy a leg- fontosabb hatást az Adriai-mikrolemez forgása fejti ki: a forgási (Euler-) pólus a Nyugati-Alpok alatt található. A modellezett területet vastag vonal keretezi, a 7. ábra mindkét térképén ez a kivágat szerepel.

Számítógépek segítségével a mért feszültségirányok, ezen keresztül a létrejöttükért felelõs geodinamikai folyamatok fontosabb jellemzõi ma már modellezhetõk (Bada et al, 1998). Az ún. végeselem- módszerrel a vizsgált területet véges számú geometriai elemre (három- vagy négyszögre) bontjuk fel. Minden egyes elem kõzetmechanikai és fizikai paramétere külön-külön is megadható és módosítható, így az összes geológiai modellre jellemzõ nagyfokú egyszerûsítés ellenére is kielégítõ pontossággal képezhetjük le a vizsgált szerkezeti egységeket. A számítás menete a következõ: a modell geometriai és mechanikai jellemzõinek (pl. vizsgált kõzetlemez alakja, mérete, anyagi tulajdonságai stb.) definiálása után a lemeztektonikai folyamatokat szimulálandó a modell peremeit vagy deformáljuk, vagy pedig egy adott nyomást, illetve húzóerõt fejtünk ki rá (ezek az ún. peremfeltételek). Ezután minden egyes elemre kiszámoljuk a fõfeszültség-irányokat és magnitúdókat: ez a rendkívül számításigényes mûvelet nagy teljesítményû számítógépekkel ma már viszonylag könnyen elvégezhetõ. Természetesen ahhoz, hogy értelmes geológiai eredményeket kapjunk, a peremfeltételekrõl bizonyos elõismeretekkel kell rendelkezzünk (6. ábra). Ahogy már az elõzõ fejezetben ezt már bemutattuk, a nagyjából az Adriai-tenger alatt található Adriai-mikrolemez az óramutató járásával ellentétes irányban forog: egymillió év alatt kb. 0,2 fokot. Kimutatható továbbá, hogy a Keleti-Kárpátok leginkább földrengésveszélyes területén (Vrancea-zóna), valamint a Cseh-masszívum és a Nyugati-Kárpátok közti zónában aktív deformáció, térrövidülés tapasztalható. A Déli-Kárpátok és a Balkán-hegység között ugyanakkor egy rendkívül merev, alig mozgó és mozdítható kéregmag, a Moesiai-plató található; ez az egység már a földtörténeti múltban is mintegy kaptafaként szolgált a Kárpátok felgyûrõdéséhez és jellegzetes ívének létrejöttéhez. A modell ezen kívül figyelembe veszi a Pannon-medence erõsen kivékonyodott kérgének és a terület fontosabb szerkezeti egységeit elválasztó két fõ törésvonalnak, valamint a kiemelt szomszédos hegyláncok gravitációs hatását is. A mért és a számított feszültségirányok (7. ábra) jó egyezést mutatnak; a modellezés eredményeit tanulmányozva több érdekes következtetésre juthatunk. A térség legmarkánsabb lemeztektonikai folyamata az Adriai-lemez forgása: déli irányból ez a viszonylag kisméretû litoszféra szegmens ütközik, préselõdik a modellezett területnek, létrehozva a Pannon-térség recens, fõképp kompressziós feszültségterét. Jó bizonyíték erre az intenzív földrengés-tevékenység a Dinári-hegység területén. Hasonló a helyzet a Vrancea-zóna környékén is, ahol az európai lemez Kárpátok alá történt szubdukciójának végleges megszûntével szintén erõs, a kárpáti ívre nagyjából merõleges (K–Ny ill. ÉNy–DK irányú) nyomás hat a területre. A Pannon-medence nyugati vidékeire a Cseh-masszívum délkeleti pereme felõl is komoly nyomóerõk hatnak. Ez a – Moesiai-platóhoz hasonlóan eléggé mereven viselkedõ – kéregblokk közvetíti a nyugat-európai feszültség-provinciára jellemzõ, nagyjából ÉNy–DK-i irányú kompressziót a Nyugati-Kárpátok és a Bécsi-medence területére.

7. ábra. A mért feszültségadatok (5. ábra) simításával nyert irányok (a) jó egyezést mutatnak a modellezés során számolt (b) feszültségirányokkal. Az összehasonlítást megkönnyíti, hogy az adatok mindkét térképen közel azonos sûrûséggel szerepelnek

A bemutatott adatok és az ezekre épülõ geológiai–geofizikai modellek segítségével kiderült, hogy a húzásos eredetû Pannon-medence és a környezõ orogén hegyláncok jelenleg döntõen kompressziós erõhatások alatt állnak (8. ábra). Ez elsõsorban a régiótól délre elhelyezkedõ Adriai-mikrolemez forgásából fakadó, a Dinári-hegység peremére ható aktív nyomásnak köszönhetõ. Ezen a vidéken intenzív deformáció tapasztalható, az aktív törésvonalak – többnyire fel- és eltolódások – pontosan kijelölhetõk. A geodinamikai képet tovább árnyalja a tény, hogy egyúttal a Nyugati- és a Keleti-Kárpátok bizonyos részei is – igaz, kevésbé intenzíven – deformálódnak, azaz a Pannon-medencére jelenleg összesen három irányból is aktív nyomófeszültség hat. A Cseh-masszívum irányából a nyugat-európai feszültség-provincia hatása érzõdik, emiatt a szlovák Kárpátok nyugati oldalán ÉNy–DK-i kompresszió mérhetõ. Az egykoron aktív kárpáti szubdukciós folyamatok végleges lezáródása miatt a Vrancea-zóna felõl nagyjából ÉNy–DK-i irányú nyomás hat, ez lényegesen befolyásolja a Keleti-Kárpátok és az Erdélyi-medence feszültségállapotát és deformációs képét.

8. ábra. A Pannon-medencére a húzóerôk megszûntével napjainkban három irányból is aktív kompresszió hat, melyek közül az Adriai-mikrolemez forgásából eredô nyomás tûnik a legfontosabbnak. A Dinaridák és az Alpok erôteljesen, a Nyugati-Kárpátok és a Vrancea-zóna kisebb mértékben deformálódik. 1: molassz öv, 2: flis öv, 3: harmadidôszaknál idôsebb képzôdmények, 4: neogén vulkanitok, 5: Pieniny szirtöv, 6: eltolódás, 7: normálvetô, 8: antiklinális és feltolódás.

  Mindezek fényében könnyen megérthetjük, hogy a húzófeszültségek teljes megszûntével a rendkívül kivékonyodott kérgû medence tovább már nem képes tágulni, így fokozatosan összenyomódik, invertálódik. Valószínûleg ennek tulajdonítható a földkéreg nagy hullámhoszszú gyûrõdése is a térségben: miközben az Alföld és a Kisalföld tovább süllyed, a medence peremi és központi területei (pl. a Dunántúli-középhegység) kiemelkednek. Ezzel párhuzamosan a Déli-Alpok és a Dinaridák vonulata északias irányban, a Pannon-medence belseje felé mozog. Emiatt a Pannon-medence aljzatát alkotó ALCAPA és Tisza–Dácia egységek északkeleti, illetve keleti irányban – nagyjából a Kárpátok ívére merõlegesen – sodródnak. A modellszámítások egyébként bizonyos, természetesen csak a geológiai idõskálán és a probléma jellegébõl fakadóan korlátozott érvényû jóslások megtételét is lehetõvé teszik. Eszerint a Pannon-medence további térrövidülést fog elszenvedni, így – legalábbis a geológiai idõskálán vett – közeljövõben a környék szeizmicitása, földrengés-tevékenysége is egyre intenzívebbé válhat.

Anderson H. és Jackson J., 1987. Active tectonics of the Adriatic region. Geophys. J. Roy. Astron. Soc., 91: 937-983.
Bada, G. Cloetingh, S., Gerner, P és Horváth, F, 1998. Sources of recent tectonic stress in the Pannonian region: inferences from finite element modelling. Geophys. J. Int., 134: 87-102.
Del Ben, A., Finetti, I., Rebez, A. és Slejko, D., 1991. Seismicity and seismotectonics at the Alps-Dinarides contact. Boll. di Geof. Teor. ed Appl., 33: 155-176.
Gerner, P, Bada, G., Dövényi, P, Müller, B., Oncescu, M.C., Cloetingh, S. és Horváth, R, 1998. Recent tectonic stress and crustal deformation in and around the Pannonian basin: data and models. Geol. Soc. London Spec. Publ., nyomdában.
Gutdeutsch, R. és Aric, K, 1988. Seismicity and neotectonics of the East Alpine - Carpathian and Pannonian area. In: Royden, L. H. és Horváth, E, (szerk.), The Pannonian Basin. Ass. Amer. Petr. Geol. Mem., 45: 183-194.
Horváth, F, 1984. Neotectonics of the Pannonian basin and the surrounding mountain belts: Alps, Carpathians and Dinarides. Ann. Geophys., 2/2: 147-154.
Horváth, E, 1993. Towards a mechanical model for the formation of the Pannonian basin. Tectonophysics, 226: 333-357.
Horváth F és Cloetingh, S., 1996. Stress-induced late-stage subsidence anomalies in the Pannonian basin. Tectonophysics, 266: 287-300.
Joó, 1., 1992. Recent vertical surface movements in the Carpathian basin. Tectonophysics 202: 120-134.
Oncescu, M. C., 1984. Deep structure of the Vrancea region, Roumania, inferred from simultaneous inversion for hypocenters and 3D velocity structures. Ann. Geophys., 2: 23-28.
Pécsi, M., 1959. Amplitude of Quaternary movements in the Hungarian part of the Danube valley. Geophys. 7ians., 8: 73-83.
Pécsi, M., Schweitzer, E és Schauer, Gy., 1984. Plio-Pleistocene tectonic movements and the travertine horizons in the Hungarian Mountains. Studia Geomorph. Carpatho-Balcanica, 1.7: 19-26.
Popescu M. N. és Lazarescu, V, 1988. Recent vertical crsutal movements in Romania: spatial and temporal variations. J. Geodyn., 9: 187-197.
Ratschbacher, L., Frisch, W, Linzer, H.-G. és Marle, O., 1991. Lateral extrusion in the Eastern Alps, part 2: Structural analysis. Tectonics, 10: 257-271.
Roydw, L. H., I988. Late Cenozoic tectonics of the Pannonian basin system. In: Royden, L. H. és Horváth, E (szerk.), The Pannonian Basin. Ass. Amer. Petr. Geol. Mem., 45: 27-48.
Rónai, A., 1974. Size of Quaternary movements in Hungary. Acta Geol. Hung., 18: 39-44.
Sachsenhofer, R. E, Lankreijer, A., Cloetingh, S és Ebner, E, 1997. Subsidence analysis and quantative basin modelling in the Styrian basin (Pannonian Basin System, Austria). Tectonophysics, 272: 175-196.
Wortel, M J R és Spakman, W, 1992. Structure and dynamics of subducted lithosphere in the Mediterranean region. Proc. Kon. Ned. Akad. v. Wetensch., 95: 325-347.

Vissza a tartalomjegyzékhez