„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.

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 = m_MS – m_AS ≈ 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

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