„Sokkal könnyebb megállapítani, hogy valahol
földrengés – volt, mint azt, hogy valahol földrengés – lesz. […] Ha
a meteorológus vihart jósol, és nem lesz vihar, akkor az emberek
legföllebb vállukat vonják. De a mi prófétálásunkból, akár
beteljesednék, akár nem, baj származna, százezrek, milliók
ijedelme.”
(Kosztolányi Dezső interjúja
Kövesligethy Radóval,
Pesti Hírlap. 1925. május 24.)
Magyarország nem tartozik a földrengések által gyakorta sújtott
országok közé, de a korabeli krónikák hazánk területén kipattant
több, komoly károkat, sőt halálos áldozatot követelő földrengésről
is beszámolnak. Az egyik legérintettebb terület a Vértes hegység és
közvetlen környezete. 1810. január 14-én pattant ki az egyik
legjelentősebb magyarországi földrengés a Vértesben, Mór és Csókakő
térségében. Magnitúdója a Richter-skálán 5,4 volt. Kitaibel Pál és
Tomtsányi (Tomcsányi) Ádám, a pesti Királyi Magyar Egyetem
professzorai és Novák József megyei főorvos alapos felderítő és
elemző munkát végeztek a rengést követően a Vértesben. Munkájuk
tudománytörténeti jelentőségéről Varga Péter e számban megjelent
cikkében olvashatnak. A móri földrengés korabeli adatait
összegyűjtve – támaszkodva Kitaibel, Tomcsányi és Novák adataira is
– Szeidovitz Győző (1990) a rengés fészekmélységét 18±5 km-re
becsülte.
Majdnem pontosan kétszáz évvel a móri 1810-es
rengés után, 2011. január 29-én 18 óra 41 perckor újabb jelentős
földrengés rázta meg a Vértest 9±1 km mélyről. Az epicentrum a
Vértes északnyugati részén, Oroszlányhoz volt a legközelebb, mérete
a Richter-skálán elérte az M=4,5 fokot. Ezen a skálán 1 fok
különbség harmincháromszoros energia-különbséget jelent. Vagyis Mór
és Csókakő térségében az 1810-es földrengés nagyjából ennyivel volt
erősebb!
A korabeli beszámolók alapján a fészekparamétereket
csak közvetett módon tudjuk meghatározni. A műszeres megfigyelések
előtti korból származó rengések epicentrumát a legközelebbi
helységhez kötjük, és sokszor az időpontját is csak tágabban lehet
behatárolni (télen, este, valamely nevezetes ünnepnap környékén). A
történelmi leírások alapján a rengés intenzitására is tudunk
következtetni, hiszen azt a rengésnek az emberekre, épületekre és
természeti környezetre okozott hatása alapján határozzuk meg. A
kapott intenzitásértéket átszámíthatjuk a jól ismert Richter-féle
magnitúdóskálára, amely a rengés során felszabadult energiát
jellemzi. Így a mai műszeres magnitúdóadatokkal jellemzett
rengéseket össze tudjuk hasonlítani a korabeli eseményekkel. Sőt a
mai napig gyűjtjük az obszervatóriumban a rengések intenzitásadatait
is, az erre vonatkozó kérdőívek kitöltését kérve az érintettektől.
(Erre elsősorban a biztosítók kárrendezési kötelezettségének a
megállapítása miatt van szükség, mivel EMS (European Macroseismic
Scale) = 5 fölött kötelesek fizetni. A magyarországi földrengésekre
Zsíros Tibor (2000) által a korabeli leírások alapján szerkesztett
katalógus a történelmi rengéseket is magában foglaló legteljesebb
munka.
Mi történik a Vértesben,
miről számolnak be a korabeli leírások?
A Vértes tágabb területét érintő első földrengésre vonatkozó forrás
majdnem ezer éves. A leírás szerint „1040-ben vagy ez év körül Szent
István első magyar király halála után a földrengés Magyarországot és
tartományait megrázta.” Időpontját Réthly Antal 1038. augusztus
15-ére teszi, a rengés epicentruma Székesfehérvárhoz közel lehetett.
1763-ban június 28-án Komáromban keletkezett a
Magyarországon valaha kipattant legnagyobb földrengés, mérete M=6,3
körül lehetett. E halálos áldozatokat is követelő földrengés során a
város harmada elpusztult, hatvanhárman meghaltak, százhúsznál is
több volt a sebesült. Legújabb kutatások szerint a hatvanhárom csak
a római katolikusok halálos áldozatainak száma, a protestáns
egyházak anyakönyveinek adataival együtt talán két-háromszáz halálos
áldozata is lehetett e földrengésnek. Több rengés is követte az
1763. évit, a legborzasztóbb a későbbiek közül 1783-ban történt,
amikor ötszáz ház dőlt romba, megrongálódott a vár, majd kb.
húszévente ismét rengések pattantak ki Komárom térségében, de 1850
után az aktivitás lecsökkent.
1763. október 8-án, Móron is erős földrengést
éreztek, amelynek mérete a Richter-skálán M=3,5 lehetett, ez talán a
komáromi nagy rengés egyik utórengéséhez tartozott. 1786. február
20-án ismét földindulásról számolnak be a krónikák „Győr, Komárom és
Fejérvár vármegyéknek összevetődült szélein”.
A bevezető sorokban említett M=5,4 erősségű móri
földrengés 1810. január 14-én egy aktív időszak kezdete volt a
Vértesben. A rengés pillanatában éppen Mór legmagasabb pontján
tartózkodó bodajki jegyző így emlékezett vissza: „elsőbben is maga
körül és alatta mindent egyik oldalról a másikra hullámos mozgásban
rémülten látott inogni, majd ezen mozgás ismét függőleges mozgássá
változott, minek folytán minden, amit látott, föl alá mozgott.
Mindez még semmi kárt nem okozott, de azután a rögtön erősödő
földmozgásra az épületek előtte összeroskadtak.” A nagy rengést
közel ezer kis utórengés követte. Ezt a szakirodalom móri
földrengésraj elnevezéssel illeti, sajnos a részletes leírások nagy
része elveszett.
A móri főrengés napjának éjjelén legalább negyven
lökést éreztek. A legjelentősebb utórengések közül az egyik január
21-én történt, mérete M=4,2 lehetett, és a beszámolók szerint Mórott
újabb házak omlottak össze. Május 27-én a sok kisebb esemény között
egy M=4,9 magnitúdójú rengés pattant ki, ennek hatására a móri és az
isztiméri templomok fala bedőlt, a bodajkié pedig megrepedt az
összegyűlt emberek nagy ijedségére. Június 3-án ismét megsérült a
bodajki templom fala egy nagyobb (M=4,2) utórengés során. Június
24-én egy M=3,9 méretű rengést követően kémények repedtek meg Móron.
Az elkövetkező hónapokban a rengések száma fokozatosan csökkent, de
még december 20-án és 21-én is károkat okozó méretű rengéseket
jegyeztek le (M=3,5, M=4,2).
1811-ből harmincegy rengés került a Zsíros-féle
katalógusba Mór környezetére vonatkozóan, a legerősebbek április
24-én, június 28-án és augusztus 9-én történtek, méretük M=3,5 körül
lehetett. Július 9-én egy tíz rengésből álló rajt észleltek, ennek
során Bodajkon „a templom melletti forrás és halastó vize is
elapadt, egy órán át kénköves szag áradt ki. A malmot hajtó víz
ugyanekkor megduzzadt.”
1812-ben tizenegy, 1813-ban pedig négy újabb
földrengést éreztek a móriak. 1814-ben hat földrengést említenek,
közülük a legnagyobbak május 7-én M=4,2-es, 10-én M=4,9-es
erősségűek voltak. Mórott és még Csákváron is épületkárokat okoztak.
Az évek során lecsendesedett a terület: 1828 és 1850 között,
valamint 1871 és 1887 között egyetlen rengésről sincs említés, a
köztük levő időszakban is csak egy-kettő.
A szervezett földrengéskutatás kezdete
Magyarországon 1881-re datálható, akkor alakult meg a Földrengési
Állandó Bizottság, amelynek keretében két év múlva vásároltak tíz
darab Lepsius-típusú szeizmoszkópot, ami a műszeres megfigyelés
megkezdését jelentette hazánkban. 1905 végén Kövesligethy Radó
javaslatára megalakult a Földrengési Obszervatórium és a Földrengési
Számoló Intézet. Mónus Péter és Tóth László (2013) írása részletesen
beszámol a kezdetekről. A következő nagyobb móri rengésről már
Szilber József mint az obszervatórium munkatársa számolt be: „1922.
január 7-én reggel ismét földrengést észleltek Mórott, mérete ML=3,2
lehetett. A földrengés két, kb. 10 mp-nyi időközben jelentkező
gyengébb lökésben nyilvánult, a melyek különösebb hatást nem
fejtettek ki; ablak, ajtó megrezdült, lámpa kilengett, a rezgést
mindenütt tompa moraj kísérte.”
Szilber József a következő magyarázatot adta a
rengés kiváltó okára: „Az érezhetőség főleg a móri árokvetődés
területére szorítkozik: Mór, Bakonysárkány, Isztimér, Csókakő s így
ez alkalommal is valószínűleg a móri árokvetődés mentén lesülyedt
rög zökkenése volt a földrengés oka. A rengések a móri csatornától
keletre való elterjedéséből (Csákvár, Csákberény, Pusztavám) arra
következtethetünk, hogy a zökkenés kiterjedt a Vértes délnyugati
részére is.”
Mi okozza a Vértes földrengéseit?
Kétszáz éve még nem tudták, hogy legtöbbször tektonikus folyamatok
okozzák a földrengéseket. Kitaibel Pál és Tomcsányi Ádám még felszín
alatti szénrétegek berobbanására, esetleg rendkívüli időjárás
valamilyen következményére gyanakodtak. Az elmúlt kétszáz évben
nagyot fejlődött a földrengéskutatás. Érzékeny digitális műszerekkel
mérve ma néhány kilométeres pontossággal meg tudjuk határozni a
földrengések fészkét. Az utóbbi száz év eseményei pedig kijelölték
bolygónk legföldrengésesebb területeit. Ezek alapján kirajzolódott,
hogy a földkéreg hét nagy és kilenc kisebb részre osztható, ezek a
lemezek egymáshoz képest „vándorolnak”, és a lemezhatárok
találkozásánál pattannak ki a legpusztítóbb földrengések.
Magyarország azonban távol esik a nagy lemezhatároktól. Hazánkban
nincsenek olyan markáns vetők, mint a jól ismert és a felszínen is
jól követhető kaliforniai Szent András-törésvonal. Akkor mi okozza a
Vértes rengéseit?
A GPS-mérések segítségével történő műholdas
kéregmozgás-vizsgálatok alapján a jelenkori kéregmozgásokról kapunk
közvetlen ismereteket. Eszerint Afrika folyamatosan tolódik Európa
felé 6–6,5 mm/év északnyugati irányú sebességgel. Az afrikai
lemezhez tartozó Adriai-mikrolemez többé-kevésbé északi irányú és az
óramutató járásával ellentétes forgó mozgása alakítja ki hazánkban a
jelenkori feszültségviszonyokat. A Dinaridák és az Alpok magas
hegyeit is ez az erőhatás gyűrte fel (e hegyláncok még most is
emelkednek), és az Adriai-mikrolemez folyamatos nyomóhatást gyakorol
a Pannon-medencére, amit kelet felől a vastagabb és masszívabb
kelet-európai platform határol. E két terület közé ékelődve a
Pannon-medence összenyomódik, aminek mértéke 1–1,5 mm évente
(Grenerczy – Fejes, 2007). Az ebből eredő, folyamatosan ható
tektonikus feszültségek egy része képlékeny deformáció formájában
oldódik fel, de időnként drasztikusabb formában földrengések is
kipattannak a Kárpát-medencében, ahogy tapasztaljuk is.
A Kitaibel Pál munkássága óta eltelt kétszáz év
alatt a földrengések keletkezésének okát kezdjük megérteni, azonban
még mindig nem tudjuk, hol (néhány km-es) és mikor (néhány órás
pontossággal) várható a következő földrengés, és mekkora energia fog
felszabadulni (1 magnitúdó pontossággal). Pusztító lesz-e, vagy csak
műszerekkel érzékelhető?
A 2011-es oroszlányi földrengés (M=4,5)
Az 1763-as komáromi és az 1810-es móri rengések Budát is riadalmat
keltő módon rázták meg. A 2011-es oroszlányit is érezték Budapesten,
ahol még kisebb károkat is okozott. Kétszáz év elteltével máshogyan
építkeznek, más a közlekedés és a hírek áramlása manapság, de a
természet erői nem változtak. Az egyik legfélelmetesebb dolog
megtapasztalni azt, ha a biztosnak hitt talaj a lábunk alatt
megmozdul. Szerencsére ilyen méretű, jelentősebb károkat okozó
rengésre csak tizenöt-húszévente, míg nagyon nagy károkat okozó,
M=5,5–6,0 magnitúdójú földrengésre az elmúlt évszázadok
tapasztalatai szerint csak negyven–ötven évenként kell számítani
Magyarországon.
A Magyar Tudományos Akadémia fenntartásában
tizenkét online szeizmológiai állomás működik hazánkban. Egy
földrengés után néhány perccel – ha azt több állomás is rögzítette –
az automata kiértékelő program segítségével már adatok állnak az
obszervatórium rendelkezésére annak helyéről és méretéről. Az
oroszlányi földrengést követő percekben már elárasztották az
internetet és a telefonvonalakat a kérdések, hogy mi történhetett,
és rengetegen osztották meg tapasztalataikat egymással egy
„földrengési Facebook-csoportot” létrehozva. Megjegyzem, az
obszervatóriumból is gyorsabban eljutott a korrekt tájékoztatás az
érintettekhez, hogy mi várható egy ilyen méretű rengés után, amire a
legtöbben kíváncsiak voltak.
Míg kétszáz évvel korábban Kitaibel Pálnak és
munkatársainak komoly szervezéssel és anyagi ráfordításokkal
sikerült adatokat gyűjteniük a móri földrengésről, ma már a rengésre
vonatkozó információk szinte perceken belül eljutottak az
obszervatóriumba – és a médiához.
A 2011-es oroszlányi rengés utáni hónapok a hazai
szeizmológia történetében páratlan időszakot jelentettek, mert ekkor
az ideiglenesen telepített mérőállomásokkal együtt hat működött a
Vértes környezetében, közülük hármat igen közel, 5–10 km-re
helyeztek el a főrengéstől. A főrengés utáni hónapok példás és
hasznos együttműködésről is tanúskodnak, hiszen három különböző
fenntartójuk volt ezeknek a szeizmográfoknak. Ezek segítségével
2011-ben kb. 350 utórengés fészkét sikerült meghatározni a
Vértesben. Érdemes megemlíteni, hogy az 1810-es móri földrengést is
sok – a korabeli beszámolók szerint közel ezer – utórengés követte.
Néhány beszámoló a 2011-es oroszlányi
földrengésről
„Oroszlányban a szombati földrengés alatt több tucat
ember gyűlt össze az utcákon. Az emberek megijedtek és
kimenekültek házaikból a földrengés epicentrumához
legközelebbi településen. A rezgés körülbelül 10-15
másodpercig tartott, a lakásban lepotyogtak a tárgyak.
Az eset után néhány percig nem volt áram a településen,
és a telefonvonalak sem működtek.”
„Vértesszőlősön is igen erős volt a rengés. Nem tartott
tovább öt másodpercnél, de kiadós pánikot keltett. Sokan
kiszaladtak az utcára, holott kegyetlen hideg van.”
„Mi Kömlődön lakunk, az epicentrumtól, Oroszlánytól 12
km-re. Ez nagyon durva volt. A sógornőm sokkot kapott. A
csillárok kilengtek, a bor az üvegben hullámzott. Az
épületben olyan volt, mintha egy nagy hajón ültünk
volna, ami hullámokban úszott. Az emeleten a szekrény
rendesen lengett a fal mellett. Szóval riadalom van
mindenhol, és a telefonokon nincsen szolgáltatás,
egyszerűen nem lehet telefonálni.”
„Szákszenden szüleimnél épp kint voltam az udvaron… a
villanyvezeték, a faágak recsegtek, és hullott le a hó
és zúzmara... az utcában az összes kutya ugatott és az a
morajlás… még a nyakamat is behúztam... Szüleim a házban
voltak, a szekrényben zörögtek az edények…”
„Vértessomlón először azt hittük, hogy a kazán robbant
fel, úgy dübörgött a ház, aztán földre estek tárgyak. A
földrengés néhány másodpercig tartott.”
„Csókakőn az Ezerjó utcában azt hittük a gázkazán
robbant fel, olyan nagy robbanásszerű hangot
hallottunk!”
„Bp., VII. ker., Rózsák tere. Saroklakásban lakunk.
Olyan volt, mintha mindkét utcafronti falat megnyomta
volna valami iszonyatos erővel, pl. légnyomás, közben az
ablakok mozogtak, mi pedig mintha egy hajón ültünk
volna, amit megdob egy hullám. Az egész pár másodperc
volt.”
„A 13. kerületben is lehetett érezni. Kicsit ringott az
ágy alattam, aztán továbbgörgött a lakáson és a TV
nyekkent egy kicsit. Gyerekem a másik szobában nem
érzékelte.”
„Én a X. kerületben voltam, 5. emeleten és előre és
hátra mozgott a fotellal a padló, és az állólámpa is
himbálózott jó sokáig. Nagyon rossz érzés volt.”
Forrás: www.idokep.hu
|
Az oroszlányi M=4,5 rengést követően a 2011-ben és
a 2012-2013-ban kipattant rengések epicentrumtérképe az
1. ábrán látható. A térképen a
2011-es eseményeket korongok, a 2012 és 2013 közötti szeizmicitást
háromszögek mutatják. A térképen öt bánya is látható, ahol
robbantásos technikával történik a bányaművelés. Ez azt jelenti,
hogy a mérőállomások szeizmogramjain ezek a mesterséges szeizmikus
jelek is megjelennek, amelyeket gondosan el kell különíteni a
földrengésektől. A bokodi (BOKD), valamint a vértessomlói (VSOM)
állomások estek legközelebb az utórengésekhez, de ezek 2011. február
1-től csak áprilisig működtek. A gánti (PKSG) és csókakői (CSKK),
valamint a sukorói (SUKH) és tési (PKST) állomások adataival együtt
közel ötszáz rengést sikerült meghatározni három év alatt. Az
oroszlányi utórengések a magyar szeizmológiában digitális
állomásokkal elsőként regisztrált utórengés-sorozat.
2011-ben az oroszlányi főrengést olyan sok
utórengés követte, hogy az epicentrumok jelei teljesen egymásra
íródtak, ezért külön csillaggal jelöltem a főrengés kipattanási
helyét. 2012 és 2013 során már csendesebb lett ez a terület.
Érdekes, hogy a Móri-árok területe szeizmikusan aktív maradt
2012-ben és 2013-ban is, hiszen nagyon sok kis rengés keletkezett
ezen a területen, viszont a főrengés 10 km-es környezetében csak
három rengés pattant ki. Két szeizmikusan aktív terület rajzolódik
ki az epicentrumtérkép alapján: a Vértes északi oldalán Komárom,
déli oldalán pedig Várpalota és Berhida térsége. E kettő között a
Móri-árok szintén aktívnak tekinthető, ahol a történelmi időkben és
jelenleg is földrengések fordulnak elő. A Móri-árok térsége
hazánkban szeizmográfokkal legjobban lefedett terület. A műszeres
megfigyelés eredménye szerint földrengések havi rendszerességgel
fordulnak elő ezen a területen. 2014. januárban kettő, márciusban és
áprilisban kilenc-kilenc, májusban pedig nyolc rengés történt e
régióban.
A térképen a nagy kör sugara 25 km, az ezen a
területen belül kipattant események tartoznak egy Kárpát-medencei
M=4,1–4,7 méretű főrengés utórengéseihez, és százharminc nap alatt
várjuk azok lecsengését (Zsíros, 2000). Minél nagyobb egy
földrengés, annál több és nagyobb méretű utórengés várható, egyre
nagyobb területet érintve. A károkat okozó földrengéseket általában
több érezhető utórengés követi már a főrengést követő első órában.
Esetünkben a főrengést 10 percen belül már nyolc kisebb utórengés
követte, de érezhető csak másnap este pattant ki (M=2,7 méretű). A
2. ábra a csókakői
szeizmográf január 29-i szeizmogramját mutatja, ahol a rengést
követő nagyobb utórengéseket bekarikázva jelöltem.
Az utórengések gyakoriságára
és méretére vonatkozó törvények
Az utórengések száma gyorsan lecsökken, ennek üteme fordítottan
arányos a főrengéstől eltelt idővel, tehát a rengés utáni napon
feleannyi rengés várható, mint a főrengés napján, egy hét múlva
pedig hetede az Omori-törvény (Omori, 1894) szerint. A módosított
Omori-törvény (Utsu et al., 1995) a főrengéstől eltelt idő
függvényében adja meg az utórengések számát:
n(t) = K / (c + t)p
(1)
A képletben c és K konstansok. A c időeltolás azt fejezi ki, hogy a
rengést követő legkorábbi időszak még nem mutat stabil csökkenő
tendenciát, sőt eleinte még növekszik a rengések száma, a p
|
|
paraméter, amelynek értéke 0,7–1,5 között mozog,
módosítja a lecsengés mértékét. Az oroszlányi utórengésekre K=132,
c=0,01 és p=0,855 értékek adódtak.
Ez a szabály csak az utórengések általános
viselkedését írja le, az egyes események helye és időpontja
véletlen. A megfigyelések szerint minél mélyebben pattan ki a
főrengés, annál több utórengés követi, és minél kisebb a területen a
hőáram értéke, annál lassabban csengenek le az utórengések. Egy
Kárpát-medencei M=6,3 méretű (a legnagyobb ismert méretű rengés
Magyarországon, 1763-ban Komárom térségében pattant ki) rengés
esetén már 40 km sugarú területet érintenek az utórengések, és
várhatóan 850 nap alatt csendesednek le (Zsíros, 2000). Az
utórengések általában a főrengéshez közeli területet érintik
legjobban. A főrengés során a vető elmozdulásával a feszültség
drasztikusan leesik, és az elmozdult vető területén nagyon sok
utórengés pattan ki. Az utórengések igen pontosan kijelölik az aktív
területeket.
Az oroszlányi főrengést követő 24 órában
nyolcvanegy, majd 48 óra elteltéig újabb harminckettő, illetve 72
óráig még tizennégy utórengés epicentrumát sikerült meghatározni. Az
utórengések száma aztán gyorsan lecsengett, napi négy-ötre. A
legtöbb utórengés a főrengés napján és az azt követő két napon
pattant ki, június 1-ig 296 utórengést sikerült meghatározni, de még
novemberben is volt hét utórengés. Az elmúlt három év
földrengéseinek időbeli történetét a 3. ábra mutatja. Az
utórengés-sorozatot akkor tekinthetjük befejezettnek, ha a
szeizmikus események száma visszaesik a korábbi szintre. Esetünkben
130 nap után, június 7-ére valóban lecsengtek az utórengések.

3. ábra • A Vértes térségében az elmúlt 3
évben kipattant földrengések időbeli története. A 2013 közepén
megemelkedett rengésszám Bodajk és Mór között július első két napján
kipattant 18 kisebb rengésnek köszönhető. Ezek már nem tekinthetők
oroszlányi utórengéseknek.
Markus Båth (1965) törvénye szerint (2) a főrengés
mMS mérete és a legnagyobb utórengés mAS mérete között a különbség
állandó, kb. ≈1,2, és nem függ a főrengés méretétől:
Δm = mMS – mAS ≈ 1,2
(2)
Az oroszlányi főrengés legnagyobb utórengésének mérete M=2,7 volt,
január 30-án pattant ki, és 0,6 fokkal volt kisebb, mint amekkora e
törvény alapján várható lett volna.
A Gutenberg-Richter-összefüggés (Gutenberg –
Richter, 1954) szerint egy adott M’ méret feletti földrengések éves
N száma között logaritmikus kapcsolat áll fenn:
log N(M’) = a – bM
(3)
A képletben szereplő a és b konstansok jellemzőek egy-egy területre.
Aktív területeken b értéke 1 körül van, de általában 0,5-1,5 közé
esik. A Kárpát-medencére M=3,5-7,3 magnitúdóintervallumra 1880-tól
vett földrengésadatokra a=5,267(±0,108), b=1,044(±0,021) (Zsíros,
2000).
A módosított Omori-képlet (Scherbakov et al., 2004)
pedig a Gutenberg-Richter-féle összefüggést terjeszti ki az
utórengésekre:
N(≥m) = 10b–(mMS–Δm’–m)
(4)
Itt is konstans a legnagyobb utórengés és a főrengés mérete közötti
különbség.
Érdekes a rengések napi eloszlása is (4.
ábra). Mint említettem, ez volt az első eset a hazai
földrengéskutatás történetében, hogy nagyon sok M<0,2 rengést
sikerült műszeresen detektálni. Ez annak volt köszönhető, hogy négy
állomás az utórengések közvetlen közelében (15 km-en belül)
működött. A nappali órákban a különféle emberi tevékenység –
leginkább a közlekedés zaja – elfedte a kicsi (M<0,2) rengések
jelentős részét, az éjszaka csendesebb időszakában viszont nagyobb
sikerrel lehetett detektálni ezeket a kis eseményeket. Egy M=0,2
rengés energiája egy nagyobb kézigránátéval egyezik meg. Jelentősnek
mondható a katalógusból a nappali zajosabb időszak miatt kimaradt
kis rengések száma. A csendesebb 12 órás periódus átlagát véve egész
napra azt kapjuk, hogy az M<0,2 rengések 22%-a maradt ki a
katalógusból az emberi tevékenység hatására (durva becslés,
egyenletes napi eloszlást feltételezve).

5. ábra • Az utórengések magnitúdótörténete.
Látható, hogy az ideiglenes állomásoknak köszönhetően nagyon sok
negatív magnitúdójú eseményt sikerült meghatározni közvetlenül
a főrengés utáni hónapokban.
A Vértes területén 2011-2013-ban kipattant rengések
magnitúdóeloszlása az 5. ábrán látható. A legkisebb rengés
magnitúdója M<-0,8 volt! A magnitúdó értéke negatív is lehet, mivel
ez a skála logaritmikus! A definíció szerint a szeizmogramon látható
legnagyobb regisztrált amplitúdóból számítják. Ha például 20 mm
amplitúdójú jel megfelel egy M=2 rengésnek, akkor egy 2 mm-es
M=1-nek, egy 0,02 mm-es pedig M=-1-nek. Egy M=-1 rengés egyenértékű
azzal a talajmozgással, amit egy 100 kg-os ember 2 m-ről leugorva
kelt. A legnagyobb utórengés mérete M=2,7 volt (a főrengés utáni
napon pattant ki). A területen még egy nagyobb, M=3,5 méretű rengés
keletkezett 2012. július 11-én, Gánton 8±1,4 km mélyen, de ez már
nem tartozott az oroszlányi utórengések közé. 2013. július 1-jéről
és 2-áról újra több negatív magnitúdójú földrengés került a
katalógusba. Ezeket a Mór és Bodajk között kipattant mikrorengéseket
azért sikerült meghatározni, mert a csókakői állomástól csak 4–5
km-re történtek, és 15 km-en belül volt még két állomás (PKST és
PKSG), amelyek kiértékelhető erősséggel detektálták a szeizmikus
hullámokat.

6. ábra • A földrengések mélység szerinti
eloszlása. Az oroszlányi M=4,5 rengés
9 km mélyen keletkezett, amit X jelöl
A földrengések mélységének története a 6. ábrán
látható. Az oroszlányi főrengés 9 km mélyen pattant ki, és a követő
utórengések a felszíntől 17 km mélységig megmozgatták az egész
Vértest, és nagyon sok felszínhez közeli, gyakorlatilag 0 km
mélységű esemény történt.
•
A földrengések tudománya kétszáz év alatt nagyon sokat fejlődött.
Kitaibel Pál és munkatársai lenyűgözve hallgatnák kérdéseikre
(legalábbis azok egy részére) a válaszokat, elragadtatva szemlélnék
a mai szeizmográfok felvételeit. Az okokat jobban ismerjük,
pontosabb információk állnak rendelkezésünkre egy-egy földrengésről,
de még mindig veszélyeztetik az életünket, és nagy károkat okoznak.
Meg kell tanulnunk együtt élni e természeti
jelenséggel. Felkészülni rájuk leginkább stabilabb épületek
kivitelezésével, megfelelő alapozással lehet, mert előre jelezni a
földrengéseket még ma sem tudjuk!
Függelék
A Vértes geológiája röviden
A Vértes szerkezetileg a Dunántúli-középhegység része, tömegét
túlnyomórészt felső triász dolomit és mészkő alkotja. Ezekre
fiatalabb jura, alsó kréta és főleg felső miocén képződmények
települtek. A Bakonytól a Móri-árok, keletről a Gerecsétől a
Tatabányai-medence határolja. A Vértes DK-i előterében a
Csákberényi-árok és a Zámolyi-medence húzódik, ÉNy-i előterében
pedig a Pusztavám-Oroszlányi-medence található. A Vértes földtani
kutatása 2008-ban friss eredményekkel bővült, ezeket Budai Tamás és
munkatársai A Vértes földtana c. könyvükben foglalták össze (Budai
et al., 2008). A könyv célja az elmúlt évmilliók és a jelenkori
feszültségviszonyok feltárása volt, kiegészítve sztratigráfiai,
paleomágneses, geomorfológiai, hidrogeológiai, GPS-adatokkal és
terepi vetőkarc-vizsgálatokkal. A szerzők 13 deformációs fázisba
sorolták a Vértes szerkezeteinek kialakulását.
A szeizmicitás megértésével kapcsolatban a
neotektonikus elemek feltárása a legfontosabb. Azok a deformációk
tartoznak ide, amelyek a földtani közelmúltban kezdődtek, és
megegyeznek a jelenleg is működő deformációs folyamatokkal. Nagyon
sok tanulmány foglalkozott a Kárpát-medence egészét érintő mai
deformáció jellemzésével. Eszerint szerkezeti inverzió történt a
miocén legvégén vagy a pliocén elején. A korábbi széthúzásos jellegű
feszültségmezőt összenyomásos váltotta fel. A Dunántúlon az inverzió
akár a földtörténeti negyedkor elejéig is eltarthatott (Fodor et
al., 2005). A Vértes területén nehéz azonosítani a szerkezeti stílus
megváltozását. Neotektonikus deformációs jegyeket főleg a Móri-árok
területén sikerült azonosítani. A Vértes keleti előterének
neotektonikus deformációja vízrajzi anomália alapján igazolható. A
Felcsút-hát déli peremvetőjének negyedidőszaki megújulása megemelt
hegylábfelszínt eredményezett, ami a vértesacsai víz eredetileg
délkeleties folyását északias irányba terelte. Tisztán
balos-rátolódásos lehetett a mozgás, ami megfelel a Pannon-medence
kora negyedidőszaki általános „inverzió” stílusának. A kelet-vértesi
peremvetők mai aktivitásának összekapcsolása a Gánt és Csákvár
térségében kipattant földrengésekkel nem egyértelmű. A
Kelet-Vértesi-hát nyugati peremvetőjének déli vége Csákberény
térségében található. A Móri-árok északi részének jelenlegi
aktivitását az 1810-es móri földrengés jelzi. A Móri-peremvető 1–1,2
km-es elvetése több fázisban ment végbe. A peremvető több ágra vált
szét, és azok mozgása révén a hegylábfelszínek DK felé billentek.
Ezekhez szeizmikus események is kötődtek, ami szeizmitek
kialakulásához vezetett. Erre utal, hogy a pusztavámi feltárásban
található kavicsok egy része töredezett, és a törési síkok közel
párhuzamosak a Pusztavámi-árok peremvetőivel. A fagyás egyedül nem
magyarázza a kavicstörések kialakulását.
Amiről a fészekmechanizmusok árulkodnak
Az események közül az oroszlányi főrengés és további hat esemény
fészekmechanizmusát sikerült meghatározni. A fészekmechanizmus
számításához az esemény helye körül minél több irányban elhelyezkedő
állomások szeizmogramjai szükségesek, ez csak a nagyobb méretű
rengésekre teljesül. A rengések fészekmechanizmus-megoldásainak
vizuális megjelenítése a 7. ábrán és adataik az 1.
táblázatban láthatók. Az 1-4. sorszámú események
fészekmechanizmusát Wéber Zoltán és Süle Bálint (2014) cikke
alapján, az 5-7. eseményekét pedig a Magyarországi Földrengések
Évkönyve kötetei (Tóth et al., 2012; 2013) alapján ábrázoltam. Ezek
többsége nagyon hasonló ÉK-DNY irányú elmozdulásról árulkodik,
illetve a 4. és 7. sorszámú utórengések az epicentrum környezetében
uralkodó kompressziós feszültségviszonyokról tanúskodnak. Jelenleg a
korábban széthúzásos jellegű feszültségmező helyett összenyomásos
uralkodik a Kárpát-medencében.

7. ábra • Az oroszlányi utórengések
fészekmechanizmus-megoldása
|
dátum |
rengés mérete |
1 |
2011.01.29.17:41 |
főrengés M=4,5 |
2 |
2011.01.30.13:34 |
utórengés M=2,0 |
3 |
2011.01.30.20:58 |
utórengés M=2,7 |
4 |
2011.01.31.00:25 |
utórengés M=2,4 |
5 |
2011.03.11.01:45 |
utórengés M=2,3 |
6 |
2011.07.11.06:05 |
rengés M=3,5 |
7 |
2012.03.13.03:26 |
rengés M=1,5 |
1. táblázat • Földrengések
fészekmechanizmus-megoldással
Kulcsszavak: Vértes, főrengés, utórengés, szeizmicitás,
fészekmechanizmus, napi eloszlás
IRODALOM
Båth, Markus (1965): Lateral Inhomogenity
in the Upper Mantle. Tectonophysics. 2, 483–514. DOI:
10.1016/0040-1951(65)90003-X •
WEBCÍM
Budai Tamás – Császár G. – Csillag G. –
Fodor L. – Kercsmár Zs. – Kordos L. – Selmeczi I. (szerk.: Budai T.
– Fodor L.) (2008): A Vértes hegység földtana. Magyarázó a Vértes
hegység földtani térképéhez, 1:50000. Magyar Állami Földtani
Intézet, Budapest
Fodor László – Bada G. – Csillag G. –
Horváth E. – Ruszkiczay-Rüdiger Zs. – Horváth F. – Cloething S. –
Palotás K. – Síkhegyi F. – Tímár G. (2008): An Outline of
Neotectonic Structures and Morphotectonics of the Western and
Central Pannonian Basin. Tectonophysics. 410, 15–41.
DOI: 10.1016/j.tecto. 2005.06.008
Gráczer Zoltán – Czifra T. – Kiszely M. –
Mónus P. – Zsíros T. (2012): Magyar nemzeti szeizmológiai bulletin
2011. MTA CSFK GGI, Bp. •
WEBCÍM
Gráczer Zoltán – Czifra T. – Győri E. –
Kiszely M. – Mónus P. – Süle B. – Szanyi Gy. – Tóth L. – Varga P. –
Wesztergom V. – Wéber Z. – Zsíros T. (2013): Magyar nemzeti
szeizmológiai bulletin 2012. MTA CSFK GGI, Budapest •
WEBCÍM
Grenerczy Gyula – Fejes István (2007): A
magyarországi GPS mozgásvizsgálatok 16 éve. Geodézia és Kartográfia.
59, 7, 3–9. •
WEBCÍM
Gutenberg, Beno – Richter, Charles F.
(1954): Seismicity of the Earth and Associated Phenomena. 2nd ed..
Princeton University Press, Princeton, NJ, 17–19. (Frequency and
Energy of Earthquakes) •
WEBCÍM
Kitaibel Paulo [Pál]- Tomcsányi
Adamo [Ádám] (1814 [1960]): Dissertatio de terrae motu in genere, ac
in specie Mórensi, anno 1810 die 14. januarii orto. Typis Regiae
Universitatis Hungaricae, 110 p. Editio ad veri formam speciemque
descripta Commentation extremo addita ab Réthly, Antal. Akadémiai,
Budapest
Mónus Péter – Tóth László (2013): A magyar
szeizmológiai hálózat fejlődése és jelenlegi helyzete. Magyar
Tudomány. 174, 1, 53-64. •
WEBCÍM
Omori, Fusakichi (1894): On the
Aftershocks of Earthquakes. Journal of the College of Science,
Imperial University of Tokyo. 7, 111–200. •
WEBCÍM
Réthly Antal (1910): Az 1810. Januarios
14-iki móri földrengés, Földtani Közlöny. Budapest, XL •
WEBCÍM
Shcherbakov, Robert – Turcotte, D. L. –
Rundle, J. B. (2004). A Generalized Omori's Law for Earthquake
Aftershock Decay. Geophysical Research Letters. 31: DOI:
10.1029/2004GL019808 •
WEBCÍM
Szeidovitz Győző (1990): Komárom és Mór
környezetében keletkezett történelmi rengések epicentrális
intenzitásának és fészekmélységének meghatározása. Kandidátusi
értekezés. Budapest
Tóth László – Mónus P. – Zsíros T. –
Kiszely M. – Czifra T. (2012): Magyarországi Földrengések Évkönyve,
Hungarian Earthquake Bulletin, 2011. GeoRisk Kft., Budapest •
WEBCÍM
Tóth László – Mónus P. – Zsíros T. –
Kiszely M. – Czifra T. (2013): Magyarországi Földrengések Évkönyve,
Hungarian Earthquake Bulletin, 2012. GeoRisk Kft., Budapest •
WEBCÍM
Tóth László – Mónus P. – Kiszely M.
(2014): Magyarországi Földrengések Évkönyve, Hungarian Earthquake
Bulletin, 2013. MTA GGKI és GeoRisk Kft., Budapest •
WEBCÍM
Utsu, Tokuyi – Ogata, Y. – Matsu’uara, R.
S. (1995): The Centenary of the Omori Formula for Decay Law of
Aftershock Activity. Journal of Physics of the Earth. 43, 1–33. DOI:
10.4294/jpe1952.43.1 •
WEBCÍM
Wéber Zoltán – Süle Bálint (2014): Source
Parameters of 29 January 2011 ML 4.5 Oroszlány (Hungary) Mainshock
and Its Aftershocks. Bulletin of the Seismological Society of
America, 114, 2, 113–127. DOI: 10.1785/0120130152
Zsíros Tibor (2000): A Kárpát-medence
szeizmicitása és földrengés veszélyessége: Magyar földrengés
katalógus (456-1995). MTA FKK GGKI. Budapest •
WEBCÍM
|
|