FESZÜLTSÉGTÉR EURÓPÁBAN ÉS A PANNON- MEDENCE TÉRSÉGÉBEN: ADATOK, MODELLEK ÉS GEODINAMIKAI ALKALMAZÁSOK

Átírás

1 FESZÜLTSÉGTÉR EURÓPÁBAN ÉS A PANNON- MEDENCE TÉRSÉGÉBEN: ADATOK, MODELLEK ÉS GEODINAMIKAI ALKALMAZÁSOK Szerzők: Bada Gábor Windhoffer Gábor Szafián Péter Dövényi Péter ELTE TTK Geofizikai Tsz. Lektorálta: Horváth Ferenc ELTE Geofizikai Tsz. Budapest, 2004

2 TARTALOM 1. Összefoglalás 3 2. A KŐZETFESZÜLTSÉG ELMÉLETE Bevezetés Deformáció Kőzetfeszültség Kőzetfeszültségek a litoszférában Tektonikai stílus és feszültségi rezsimek JELENKORI KŐZETFESZÜLTSÉG MEGHATÁROZÁSÁNAK MÓDSZEREI Bevezetés Hidraulikus rétegrepesztés Fúrómag és fúrólyukfal vizsgálatok Magkorongok vizsgálata Fúrólyukfal kirepedések vizsgálata Szonikus és szeizmikus fúrólyukfal vizsgálatok Deformáció-relaxációs mérések Felszíni kibúvásokra telepített mérések Fúrólyuk talpára telepített mérések A kivágott minta belsejében elvégzett mérések Földrengések fészekmechanizmusa Feszültség-meghatározás szerkezeti megfigyelésekből Feszültség-meghatározási technikák minőségi osztályai Hidraulikus rétegrepesztés Fúrólyukfal kirepedések Ráfúrásos feszültség-meghatározás Földrengések fészekmechanizmusának meghatározása AZ EURÓPAI FESZÜLTSÉGTÉR JELLEGE ÉS EREDETE Bevezetés Stabil Európa Nyugat-Európai provincia Fennoskandinávia és Dánia Lengyelország és a Kelet-Európai Platform Lengyelország és a Kelet-Európai Platform Mobil Európa Az Alpok A Mediterráneum A Pireneusi-félsziget Összefoglalás KŐZETFESZÜLTSÉGEK A PANNON TÉRSÉGBEN KŐZETFESZÜLTSÉGEK A PANNON TÉRSÉGBEN

3 5.1. Bevezetés Geodinamikai háttér Feszültség-meghatározások története a Pannon-medencében A Pannon-térség jelenkori feszültségtere: az adatbázis Adattípusok, adatok eredete A feszültségi adatbázis szerkezete A Pannon-térség jelenkori feszültségterének jellegzetességei Feszültségi irányok Feszültségi irányok mélység szerinti változásai Feszültségi rezsimek Feszültségi rezsimek Feszültségi rezsimek Feszültségi rezsimek Feszültségi magnitúdók Következtetések a Pannon-medence jelenkori geodinamikájára a feszültségi adatok és numerikus modellezési eredmények alapján 104 Hivatkozások

4 1. Összefoglalás Tanulmányunkban Európa és a Pannon-térség jelenkori feszültségterét mutatjuk be. Felkutattuk a hazai és európai feszültségtér-adatbázisokat, az elérhető feszültségi adatokat begyűjtöttük és a World Stress Map Project nemzetközi gyakorlatának megfelelően egységes adatrendszerbe foglaltuk, térképeken megjelenítettük. A munkánk egyik fő eredményének tekintett, összesen 708 adatból álló feszültségi adatbázist az 1. sz. melléklet tartalmazza. A feszültségi irányok horizontális és vertikális változásainak nyomon követésén túlmenően a feszültségi rezsimek (tektonikai stílus) térképezését is elvégeztük. Az adatbázis a hazánkban tapasztalt szeizmotektonikai viszonyok és a negyedidőszaki vertikális deformációs kép értelmezéséhez szolid alapot biztosít. Tanulmányunkban áttekintettük a kőzetfeszültséggel, a törések keletkezésével, valamint a tektonikai stílussal kapcsolatos alapvető elméleti tudnivalókat. Külön fejezetet szenteltünk a jelenkori kőzetfeszültségek meghatározására szolgáló modern vizsgálati módszereknek. Az európai feszültségtér bemutatásával a Pannon-térségben uralkodó kőzetfeszültségi viszonyok regionális kapcsolatait igyekeztük tisztázni. Ismertettük a Pannon-térség jelenkori geodinamikai képét a feszültségi adatok és az azokra épülő numerikus modellezési eredmények alapján. Tanulmányunkat terjedelmes irodalomjegyzék zárja, amely tartalmazza az elérhető adatok forrását és a feszültségekkel kapcsolatos elméleti vonatkozású munkákat. Az Afrika-Eurázsia kollíziós öv (mobil Európa) szerves részét képező Pannontérségben a feszültségtér laterálisan és vertikálisan is heterogén képet mutat. A területen jelenleg is jelentős tektonikus feszültségek halmozódnak fel, melyek részben a litoszféra nagyléptékű meghajlása (vertikális mozgások), részben pedig vetődések létrejötte és ismételt felújulása útján (földrengések) szabadulnak fel. A földrengések fészekmechanizmus megoldásai a medencerendszer inverziójára és térrövidülésre utalnak. Ennek oka az Alpi-Pannon térség legmarkánsabb jelenkori kollíziós folyamatában, az Adriai-mikrolemez északias mozgásában és óramutató járásával ellentétes irányú forgásában keresendő. A délnyugat felől ható nyomóerő ("Adria-nyomás") felelős elsősorban a Pannon-térség recens, főképp eltolódásos ill. kompressziós jellegű feszültségterének létrejöttéért. A feszültégi irányok regionális eloszlása jellegzetes legyezőszerű képet mutat: a maximális horizontális feszültség (S H ) Alpokban tapasztalt északias iránya a Dinaridák és a medenceterületek belseje felé fokozatosan elfordul és jellemzően ÉK-i orientációt vesz fel. Románia területén a a kéreg felső részein az S H északnyugatias irányt mutat, míg a nagyobb mélységtartományokra döntően keleties S H irányt állapíthatunk meg

5 A Pannon-medence nyugati vidékein a gravitációs eredetű feszültségek dominálnak: a Keleti-Alpok kiemelt hegyláncai K-ÉK-i irányú nyomóerőt fejtenek ki a Dunántúl nyugati vidékeire. A mozdulatlan Cseh-masszívum és az észak felé mozgó Adriai-mikrolemez közé ékelt ALCAPA egység napjainkban K-ÉK-i irányban, a reológiailag igen gyenge Pannon-medence felé préselődik ki. A Keleti- Alpok gravitációs eredetű kompressziós hatása miatt a feszültségtér rövid távon (pár 10 km) jelentősen megváltozik: az Alpok és az ÉNy-Dinaridák területén tapasztalt északias kompresszió csaknem 90 -ot fordul, és keleti irányt vesz fel. A Pannon-térségben uralkodó feszültségi rezsim az adriai peremtől a medencerendszer irányában fokozatosan változik tisztán feltolódásosból (Déli- Alpok) transzpressziós karakterűvé (Dinaridák), ami a medence belsejében (Dunántúl nagy része, Nagyalföld) és a Keleti-Alpokban eltolódásos, néhol transztenziós (Derecske-medence) jelleget ölt. Ez arra utal, hogy az Adria-nyomás hatása Adriától távolodva egyre kevésbé hangsúlyos, azaz a kompressziós erőhatások a medence belseje felé csillapítva fejtik ki hatásukat. Az extenziós eredetű Pannon-medence feszültségállapotának megváltozásáért elsősorban tehát Európa és Afrika konvergenciája, ill. ezen belül az Adria-nyomás tehető felelőssé. A késő pliocéntől kezdődően, a kárpáti szubdukció leállása miatt a Pannon-medence merev kontinentális környezetbe került. A területre több irányból is kompressziós feszültségek hatnak, amelyek közül az Adriai-mikrolemez által kifejtett nyomás és a Keleti-Alpok gravitációs hatása, keleties kipréselődése messze a legfontosabb. Emiatt a tektonikai fejlődés egy új szakasza kezdődött el: a tágulás és a kéregnyúlás befejeztével a Pannon-medence szerkezeti inverziója a pliocén végétől kezdődően napjainkban is tart. Mivel a Pannon-medence új, kompressziós jellegű feszültségállapotának kialakulása geológiai skálán mérve csak a közelmúltban kezdődött el, a feszültségtér, valamint a létrejött szerkezetek és deformációs folyamatok egyértelmű dokumentálása a geotudományok legkorszerűbb eszköztárának felhasználását követeli meg

6 2. A KŐZETFESZÜLTSÉG ELMÉLETE 2.1. Bevezetés A litoszférát felépítő kőzetlemezek egymáshoz képest eltérő sebességgel és irányban mozognak: határaik mentén összetorlódhatnak, egymás mellett elcsúszhatnak, köztük riftesedett árkok vagy óceánok nyílhatnak ki. Ezek a folyamatok komoly energiát és feszültséget szabadítanak, illetve halmoznak fel mind a lemezek peremein, mind pedig azok belsőbb vidékein. A földkéreg jelenkori kőzetfeszültségének ismerete elsőrendű fontosságú a lemeztektonikai folyamatok, a geodinamikai kép és a szerkezetfejlődés helyes értelmezésében. A kőzettestekben fellépő feszültségtér látványos jelenségeket produkál: pusztító földrengések jelentik az egyik, gyűrt hegyláncok képződése a másik végletet. Ugyanezen erők töréseket, nagyléptékű gyűrődéseket, üledékes medencéket hoznak létre; sőt, képesek meghajlítani a földkérget is. A World Stress Map Project keretében (Zoback, 1992) az elmúlt 15 év alatt összegyűlt adatok alapján kiderült, hogy a feszültségirányok viszonylag nagy területeken - akár kontinensnyi léptékben is - közel homogénnek tekinthetők (ezek az ún. feszültségprovinciák). A feszültségirányok jól tükrözik a régió geodinamikájának főbb jellemzőit. Térrövidülés és összenyomás (kompresszió) lép fel, ha két kőzetlemez egymásnak ütközik - pl. az orogén hegyláncokra merőlegesen. Tágulás és húzásos feszültség (tenzió) figyelhető meg az óceáni hátságok és az ívmögötti medencék keletkezésénél. A kőzetekben ható feszültségtér ismeretében tehát értékes következtetéseket vonhatunk le egy területre ható tektonikai folyamatok főbb jellemzőire és azok relatív fontosságára vonatkozóan. Különösképpen igaz ez a rendkívül bonyolult felépítésű Pannon-medencére és annak környezetére: a medencefejlődés és tágulás időszaka ugyanis a geológiai közelmúltban befejeződött (Horváth és Cloetingh, 1996; Bada et al., 1999; Gerner et al., 1999). A tektonikai rendszerváltás folytán a területre jelenleg döntően kompressziós erők hatnak; az idő viszonylagos rövidsége miatt a térrövidülés jellemző szerkezeti stílusjegyei azonban csak nehezen ismerhetők fel. Ebben a fejezetben alapvető elméleti tudnivalókat ismertetünk a kőzetfeszültségekről és a földkéregben zajló deformációs folyamatokról. Utóbbit is fontosnak tartjuk, hiszen a feszültségek mérésénél kevés kivételtől eltekintve a kőzetek valamely alakváltozását határozzák meg. Ezen ismeretek a feszültségi adatok értelmezésében alapvető fontosságúak. Ennek keretében tárgyaljuk a litoszférában fellépő kőzetfeszültségek eredetét és forrását, valamint a tektonikai stílus és a feszültségtér kapcsolatát is. Összefoglalónkkal megfelelő elméleti - 5 -

7 alapot kívánunk nyújtani a 4. és 5. fejezetekben bemutatásra kerülő adatrendszerek helyes értelmezéséhez Deformáció 2.1. ábra Egy anyag deformálódása közben két egymáshoz közeli pont (A, B) elmozdulás-vektora (u(a), u(b)) különbözik. Míg A pont A pontba, addig B pont B pontba kerül a deformáció után. Az elmozdulás vektorok különbsége (du) írja le az anyag belső deformációját (Twiss és Moores, 1992 nyomán). Külső erők hatására egy adott kőzettesten bekövetkezett alakváltozás során a test egy kiszemelt pontja elmozdul eredeti helyzetéből. Ennek mértékét az elmozdulás vektorral (u) jellemezhetjük, amely függ az anyagi pont eredeti helyzetétől (r). Az u = u(r) kapcsolat felírásával a test deformációját egyértelműen jellemezhetjük. Két közeli pont deformáció előtti távolsága legyen dl, míg deformáció utáni távolsága dl (2.1. ábra). Ezek a következő módon függnek össze: 2 2 dl' = dl + 2u dx dx ik i k (2.2.1) ahol u ik az úgynevezett deformációtenzor, amely szimmetrikus. Főtengelyre transzformálva dl 2 három független tagból áll, azaz a test bármely vonalelemének deformációja megadható három egymásra merőleges irányban történt deformáció összegeként. A deformációtenzor egy eleme kis deformáció esetén: u ik 1 u = 2 x i k u + x k i (2.2.2) Elemi dv térfogat deformáció után dv térfogatot vesz fel. Bármely koordinátarendszerben a relatív térfogatváltozás a deformációtenzor fődiagonálisában álló elemek összege adja meg: dv ' dv dv = u u = x i ii = i divu (2.2.3) Általános esetben a deformációtenzor egy eleme: - 6 -

8 u ik 1 1 = ( uik ullδ ik ) + ullδ ik (2.2.4) 3 3 ahol az első (a zárójelben lévő) tag a tiszta nyírási deformáció, míg a második tag az egyszerű dilatáció lesz. Homogén deformációról akkor beszélünk, ha a deformációtenzor a test egy megadott részén ugyanaz ábra Egydimendziós alakváltozás esetén (megnyúlás vagy rövidülés) a deformálódó anyag hosszváltozásának (dl) és az eredeti hosszának (l 0 ) arányát értjük. Az ábra a deformáció lehetséges eseteit mutatja be (Twiss és Moores, 1992 nyomán). Földtani gyakorlatban egy kőzettest alakváltozásán annak megnyúlását, vagy rövidülését értjük. Amennyiben l 0 az eredeti hossz és l a megváltozott hossz, akkor a deformáció (2.2. ábra): ( l l ε = 0) (2.2.5) l 0 A négyzetes megnyúlás értéke (melynek gyöke a nyúlás (s)): 2 l λ = (2.2.6) l ábra Kétdimenziós alakváltozás (nyírás) esetén a deformáció a nyírási szög meghatározásával adható meg (Twiss és Moores, 1992 nyomán). Nyírásos alakváltozásnál az eredeti derékszögek megváltozását mérjük (φ). Legyen γ = tg(φ ). A szerkezetföldtanban ennek az értéknek a felét nevezzük nyírásnak (2.3. ábra): 1 ny = tg( ϕ) (2.2.7) 2-7 -

9 2.3. Kőzetfeszültség Külső erők vagy deformáció hatására egy kőzettestben feszültségek ébrednek. Legyen F a test egységnyi térfogatára ható erők eredője. Ekkor a térrészre erő hat. Az integrál átalakítása után: FdV (2.3.1) V σ x ik Fi dv = dv = V V k S σ df ik k (2.3.2) ahol df k a df felületelem-vektor k-adik komponense. df a felület külső normálisának irányába hat. σ ik a feszültségtenzor, amely szimmetrikus. Általában σ ik nemdiagonális elemei nem tűnnek el, azaz a vizsgált térfogatban minden felületre normális és tangenciális feszültségek is hatnak. A feszültségtenzor első tagja tiszta nyírást reprezentál, míg a második tag a hidrosztatikus komponens: σ ik 1 1 = ( σ ik σ llδ ik ) + σ llδ ik (2.3.3) ábra Háromtengelyű feszültség ellipszoid és a főfeszültségek (σ 1 σ 2 σ 3 ). A kőzetmechanika az egyensúlyi állapotokban lévő anyagi rendszereket vizsgálja. Ilyen rendszeren belül Newton harmadik törvénye szerint minden erővel szemben egy azonos nagyságú, de ellentétes irányú erő ébred. Tehát egy kőzettestben lévő fiktív felület minden pontján fellépő feszültséget egységnyi felületre ható erőkettősként kell felfogni. Ha ábrázoljuk egy adott ponton átmenő összes síkra vonatkozó a pontban találkozó feszültségpárt, akkor a végpontjaikat burkoló felület általános esetben egy háromtengelyű ellipszoid, az ún. feszültségi ellipszoid lesz (2.4. ábra). A feszültségi ellipszoid főtengelyeinek irányában csak nyomófeszültségek hatnak, ezeket főfeszültségeknek nevezünk (σ 1 σ 2 σ 3, rendre legnagyobb, közbülső, legkisebb főfeszültség). A kőzettestben uralkodó feszültségteret akkor ismerjük, ha annak minden pontjában tudjuk a főfeszültségek nagyságát és térbeli orientációját. A feszültségi állapotot a legszemléletesebben tehát az ellipszoid három főtengelyének nagyságával és térbeli orientációjával jellemezhetjük

10 Kétdimenziós esetben (σ 2 =σ 3 ) a feszültségi ellipszoid szerepét a feszültségi ellipszis veszi át. Ekkor a kőzettest egy tetszőleges síkjában ható nyíró-, és a síkra merőleges nyomófeszültséget a következőképpen fejezhetjük ki: σ1 σ 3 σ s = sin(2ϑ ) (2.3.4) 2 σ1 + σ 3 σ1 σ 3 σ n = + cos(2ϑ ) (2.3.5) 2 2 ahol a sík normálisa a σ 1 maximális főfeszültséggel θ szöget zár be ábra A kétdimenziós Mohr-kör és a törési kritériumok ép kőzet (piros vonal), valamint gyengeségi zónával bíró kőzet (kék vonal; S=0) esetén. Kompresszió esetén (s n >0) a törési görbék lineáris összefüggést mutatnak a normál és a nyírófeszültség között (Coulomb-kritérium). Húzásos (s n <0) feszültségtér esetén az összefüggés parabolikus (Griffith-kritérium). Az ábrabeszúrás egy újonnan kialakult konjugált vetőpár és az alkalmazott főfeszültség irányok közötti szögösszefüggést mutatja. Ezeket az összefüggéseket felhasználva a feszültségi állapotot, valamint a törések létrejöttét és azok ismételt felújulását (reaktivációját) az ún. Mohrdiagramon (Mohr, 1900) ábrázolhatjuk (2.5. ábra). A vízszintes tengelyen a nyomó- (σ n ), a függőlegesen a nyírófeszültség (σ s ) van feltüntetve. A diagramon szereplő kör a Mohr-kör, amely pontjainak koordinátái megadják minden lehetséges θ szög esetén az adott síkra vonatkozó nyíró-, és nyomófeszültséget. Más szóval azt, hogyan változik a feszültség irány és nagyság szerint, miközben a sík körbeforog a P pont körül. A Mohr-körök középpontja a vízszintes tengelyen - 9 -

11 fekszik. A Mohr-diagramon megjelenített törési görbék megmutatják, hogy egy adott feszültség esetén milyen térbeli síkokon éri el a nyírófeszültség azt a minimális értéket, amelynél a kőzettest eltörik. Mindezt az ún. törési kritériumokkal fejezhetjük ki. Ezen empirikus összefüggések szerint a törés pillanatában a normál- és a nyírófeszültségek között meghatározott függvénykapcsolat áll fenn. A klasszikus Coulomb-féle (v. Coulomb-Navier, v. Coulomb-Mohr) kritérium lineáris összefüggéssel számol (2.5. ábra): σ s C 0 +m(σ n P Hidr ) (2.3.6) ahol σ s és σ n rendre a nyíró- és normálfeszültség. P hidr a pórustérben lévő folyadék nyomása, C 0 a kőzetanyag kohéziót jelzi. A törési görbe meredekségét jellemző µ=tanβ értéke a belső súrlódási tényező, míg a β szög a belső súrlódás szöge. A kohézió és a belső súrlódási tényező értéke kőzettől függően eltérő, és törési kísérletekkel határozható meg. Abban az esetben, ha a kőzetben léteznek korábbi törési síkok, akkor az ezekre vonatkozó kohézió értékek (S) kisebbek, akár nullára is csökkenhetnek, míg a belső súrlódási tényező általában megegyezik a homogén kőzetre vonatkozó értékkel. Szimmetria okok miatt törés elvileg két, ún. konjugált törési sík mentén jön létre, melyek szögfelezőjében található σ 1 és σ 3, míg σ 2 a metszésvonalukban (csapásukban) ébred. A létrejövő törés és a maximális főfeszültség közti szög a Mohr-diagramról leolvasható: α = 45 - β/2. A kőzetek belső súrlódási tényezője és a létrejövő konjugált töréspár egymással bezárt szöge (2α) között tehát összefüggés van. Minél nagyobb µ, annál kisebb szöget zár be a töréspár. A kőzetmechanikai vizsgálatok tanúbizonysága szerint µ általában 0.5 és 0.9 közötti értéket vesz fel. Ebből következik, hogy α átlagos értéke kb , azaz a törések a maximális főfeszültséggel hegyes szöget zárnak be (2.5. ábra). Egy másik megközelítés szerint (Griffith-féle vagy parabolikus törési kritérium) a kőzetekben már meglevő mikrorepedések csúcsainál extrém nagy feszültségek léphetnek fel, amelyek ezen rések további felnyitásával felelősek a nagyobb léptékű törések létrejöttéért. A normál- és a nyírófeszültségek közti négyzetes összefüggés az alábbiak szerint alakul (2.5. ábra): σ s = 4T T 0 σ n (2.3.7) Ez egy σ n tengelyű parabola egyenlete, amely ezt a tengelyt T 0 értéknél metszi, ahol T 0 a kőzet szakítószilárdsága (tensile strength). A kétféle kritérium (melyeket a 2.5. ábra együtt ábrázol) közül az utóbbi a tenziós és a kis magnitúdójú kompressziós, míg a Coulomb-féle kritérium a nagyobb amplitúdójú kompressziós feszültségek esetén alkalmazható. A két görbe folyamatosságát az biztosítja, hogy 2T C

12 A kőzetek feszültségterének vizsgálata során érdemes néhány invariáns mennyiségek definiálni. Az összeszorító nyomás a három főfeszültség számtani közepe, és egy adott térfogatelem átlagos feszültségállapotára jellemző: σ1 + σ 2 + σ 3 σ c = (2.3.8) 3 Az egyes főfeszültségek összeszorító nyomástól való eltérését deviatorikus főfeszültségeknek nevezzük: σ dev i = σ σ (2.3.9) i c Ezek jellemzik, hogy az egyes főfeszültségek között mennyire markáns eltérések vannak. A különbségi feszültséget pedig a legnagyobb és a legkisebb főfeszültség különbségéből számítjuk: σ D = σ 1 σ 3 (2.3.10) 2.4. Kőzetfeszültségek a litoszférában A földkéregben ill. litoszférában a kőzetfeszültségek helyről helyre változnak, azaz a feszültségi ellipszoid tengelyeinek úgy a nagysága, mint az iránya pontról pontra más lehet. A tapasztalatok alapján gyakran az uralkodó feszültségtér a földkéreg vastagságával (néhányszor 10km) megegyező laterális léptékben homogén képet mutat és emiatt viszonylag egyszerűen megadható. A kőzetlemezekben fellépő feszültségek alapvetően geosztatikus és tektonikai okokra vezethetőek vissza. A geosztatikus rétegterhelésből adódó feszültség (litosztatikus nyomás) jó közelítéssel a következő képlettel írható le: α 0 0 S v = ρ g z 0 α 0 (2.4.1) ahol α 1 a kőzetek reológiai tulajdonságától függő paraméter, amely tökéletesen rugalmas közeg esetén az alábbi értéket veszi fel: ν α = (2.4.2) 1 ν ahol ν a Poisson-szám. A rétegterhelés hatására kialakult feszültségtér függőleges irányú maximális főfeszültséggel jellemezhető, azaz tektonikus eredetű

13 feszültségek hiányában a maximális főfeszültség (σ 1 ) mindig vertikális irányú (σ 1 =σ G =σ zz ). A rétegterhelés oldalirányú, vízszintes feszültségeket is indukál, ennek nagysága általában a függőleges főfeszültség 15-50%-a (a=0,15-0,50): σ xx = σ yy = σ 2 = σ 3 = ν/(1-ν) σ 1 (2.4.3) A kőzetek súlyán kívül a litoszféra lemezek kölcsönhatásából eredő tektonikus feszültségforrások (σ tect ) is hatnak a földkéregben, változatos magnitúdóval, de jellemzően vízszintes irányban. Ezek a rétegterhelésből származó vízszintes feszültségekhez adódnak, azaz felírhatunk egy általános közelítő összefüggést a három főfeszültségre: σ xx = αρgz + σ tect_xx (2.4.4) σ yy = αρgz + σ tect_yy (2.4.5) σ zz = ρgz (2.4.6) A tektonikai erőhatások jellege és oka sokféle lehet, de a legfontosabbak az aktív lemez határokon kialakuló hatások. Ezek miatt a lemezekben fellépő tektonikus eredetű feszültségeknek általában csak horizontális eredetű összetevőjük van: Σ1 0 0 σ tect = 0 Σ2 0 (2.4.7) Így a geosztatikus és a tektonikai feszültségek eredő feszültségi ellipszoidja továbbra is függőleges állású, azaz a földfelszín közelében, a földkéreg felső részében a három főfeszültség közül kettő általában a vízszintes síkban található, míg a harmadik függőleges. A főfeszültségek nagyságának relációja azonban könnyen megváltozhat: a lemezre ható erők irányától és nagyságától függően a függőleges irányú főfeszültség mindhárom értéket felveheti. Ennek messzemenő tektonikai következményei vannak (ld alfejezet). A litoszférában fellépő feszültségforrásokat sokféleképpen csoportosíthatjuk. A következőkben az egyik legszélesebb körben elfogadott osztályozási rendszerből (Forsyth és Uyeda, 1975) emelünk ki néhányat a tektonikai hatóerők közül (2.6. ábra), melyeket alapvetően a tektonikai pozíciójuk alapján csoportosíthatjuk. Eszerint megkülönböztethetünk 1) lemezhatáron fellépő erőket, 2) litoszféra

14 asztenoszféra határon fellépő erőket és 3) lemezen belüli erőket. A fellépő erőket egységnyi hosszúságú lemezszakaszra szokták normálni, ezért a feltüntetett számadatok dimenziója mindig N/m. 1) Lemezhatáron fellépő erők Szubdukciós húzóerő (slab-pull force, F SP ). A lemeztektonikai folyamatok egyik legfontosabb hajtóereje a szubdukciós húzóerő, amely a kisebb sűrűségű asztenoszférába süllyedő nagysűrűségű óceáni lemezre hat (Turcotte and Schubert, 1982). Körülbelül 5*10 13 N/m a nagysága, de ez függ a lemez dőlésétől, hosszától valamint a lemez és az asztenoszféra sűrűségkülönbségétől (Bott and Kusznir, 1984). Egyre idősebb (=nagyobb sűrűségű) óceáni lemez esetén ez az erő egyre nagyobb lesz. A minimális főfeszültség iránya a vízszintes sűrűségeloszlás függvényében lehet párhuzamos és szöget bezáró is a lemezhatárral (Cloetingh and Wortel, 1986) Szeizmikus vizsgálatok sokszor 2.6. ábra A litoszféra lemezekre ható legfontosabb erők (Forsyth és Uyeda, 1975 nyomán). F SP : szubdukciós húzás (slab-pull), F TS : szubdukciós szívás (trench suction force), F SR : szubdukciós ellenállás (slab resistance), F RP : óceánközépi hátsági nyomóerő (ridge-push), F TF : transzformvető ellenállása (transform resistance), F CR : kollíziós ellenállás (collisional resistance), F DF : litoszféra asztenoszféra határon fellépő kölcsönhatás (drag-force), F DV : gravitációs eredetű feszültségek (density variation). találnak megnyúlásokat az alábukó lemezben (Isacks and Molnar, 1972). A kontinentális kollízió kezdeténél, amikor az óceáninál kisebb sűrűségű kontinentális lemez lép be a szubdukciós zónába, ez az erő képes letépni a már szubdukálódott óceáni litoszférát. Ezt a jelenséget először Sorel et al. (1988) és Spakman et al. (1988) ismerte fel a Hellén-ív mentén. Szubdukciós szívóerő (trench suction force, F TS ). Mélytengeri árkok közelében a szubdukálódó lemez hátragördülése kulcsszerepet játszik az ívmögötti (backarc) medencék (pl. Pannon-medence) kialakulásában és fejlődésében (Elsasser, 1971). Deviatorikus tenziót képes produkálni a szubdukciós ív hátterében a felső lemezben, melynek nagysága 10 és 100 MPa között változik (Bott and Kusznir,

15 1984). Széles körben elfogadott a fontossága, de eredete és természete nagymértékben vitatott. Elsasser (1971) és Royden (1993a, b) szerint a két ütköző lemez határán egy üres tér alakulna ki, amely folytonosan töltődik fel a felső lemez árokra merőleges mozgásával és/vagy a gravitáció hatására való megnyúlásával. Szubdukciós ellenállás (slab-resistence force, F SR ) A szubdukálódó lemezdarab az asztenoszférával súrlódási kölcsönhatásban van: ez az ellenállás akadályozza a lemez lefelé irányuló mozgását. Óceánközépi hátsági nyomóerő (ridge-push force, F RP ) szintén elsődleges fontosságú erő a lemeztektonikában. Az újonnan formálódott óceáni kéregnek az óceánközépi hátságokon a környezeténél jóval nagyobb a potenciális energiája, így a saját súlyánál fogva mintegy szétterül (Lister, 1975; Dahlen, 1981). Az óceáni lemez idősödve hidegebb és ezáltal sűrűbb lesz, így az asztenoszférába süllyedve egyre alacsonyabb topográfiájú helyzetet foglal el (England és Wortel, 1980). Az F RP nő a hátság tengelyétől távolodva. Szűkebb értelemben véve F RP egy lemezen belüli erő, amelynek a hátságtól távolodva fokozatosan változik a jellege és magnitúdója. Nagysága 2-5*10 12 N/m (erő/egységhossz), avagy MPa átlagosan 100 km litoszféra lemezre vonatkoztatva, de ez nagymértékben függ az óceáni litoszféra korától (Dahlen, 1981; Bott, 1991). Transzform-vető ellenállás (transform resistance force, F TF ). Az óceánközépi hátságokhoz közel fellép az ún. transzform-vető ellenállási erő, amely a vető menti elmozdulást igyekszik megakadályozni. Ennek bizonyítéka ezen vetők jelentős szeizmikus aktivitása (Hanks, 1977). Kollíziós ellenállás. A kollíziós ellenállási erő (collisional resistance force, F CR ) fontossága erősen vitatott. Richardson (1992) szerint ez az erő limitált szerepet játszik a litoszféralemez léptékű feszültségkép kialakításában. Ugyanakkor Gölke és Coblentz (1996) szerint ennek az erőnek jelentős hatása van az európai feszültségtérre. 2) Litoszféra asztenoszféra határon fellépő kölcsönhatás Ha a lemez elmozdul az alatta található viszkózus asztenoszférához képest, akkor az egy húzó (drag force, F df ) hatást gyakorol a litoszféra aljára (Richardson, 1992). Elősegíteni és akadályozni is képes a lemez mozgását. Lassan mozgó lemezek esetén mérsékelt szerepe van, de ott, ahol nagy konvekciós cella található a litoszféra lemez alatt, akár MPa is lehet az erő hatására kialakult feszültségek értéke (Bott and Kusznir, 1984). 3) Lemezen belüli erők Számos lemezen belül fellépő feszültségforrás is ismert. Ilyenek a litoszféra meghajlása, sűrűségkülönbség és hőmérséklet-különbség miatt kialakuló,

16 valamint a litoszféra vastagságváltozásának hatására létrejövő feszültségek. Kollíziós övekben a litoszférának mind a kéreg, mind pedig a köpeny része megvastagodhat: ezt a gravitációs és termikus hatást kompenzálják a kialakuló feszültségek legalábbis a földtani időskálán. Gravitációs eredetű feszültségek. A litoszférában lévő sűrűségkülönbség hatására létrejövő feszültségek egyik közelítése a gravitációs potenciális energia elméletét használja fel (Molnar és Lyon-Caen, 1988). Egy laterális sűrűséganomália (topográfia változása, a Moho mélységének változása, stb.) a litoszféra gravitációs eredetű potenciális energiájában nagyfokú különbségeket képes létrehozni, amelyek jelentősen befolyásolhatják a kőzetlemez feszültségállapotát, lokális és regionális skálán egyaránt. Egy kőzetoszlop egységnyi felületre vonatkoztatatott, egy meghatározott mélység feletti (z) potenciális energiáját (PE) a Föld felszínétől az adott mélységig számolt vertikális feszültség (σ zz ) integrálja adja meg: PE z z τ = σ zz τ ) dτ = h ' ( ρ( τ ' ) gdτ dτ (2.4.8) ahol ρ(τ ) a sűrűség, h a topográfia, g a gravitációs gyorsulás, τ és τ pedig integrálási változók. A helyi izosztatikus kompenzáció elvét használva, a sűrűségváltozások hatására létrejövő horizontális feszültségek kiszámolhatók a helyi sűrűségeloszlás dipólmomentumából (M): M-et kifejezve: h h g σ xx = M (2.4.9) L h M = ρ ( z) z dz (2.4.10) L ahol L a litoszféra vastagsága, σ xx a közepes horizontális feszültség a teljes litoszféra vastagságára átlagolva. ρ(z) a sűrűségkülönbség az anomália és a környezete között, ami a következő képlettel adható meg: ρ = ρ x + ρ z (2.4.11) ahol ρ x, ρ z egy átlagos horizontális és vertikális normálfeszültség (Ranalli, 1992; Fleitout és Froidovaux, 1982). Összevonva a 2.4.8, és egyenleteket, bármely kőzetoszlop és egy referenciasűrűségű lemezoszlop közötti horizontális feszültség a potenciális energiák különbségéből ( PE) számolható:

17 PE σ xx = (2.4.12) L Ez a módszer megfelelő közelítést ad, mivel az igazán számottevő sűrűség anomáliák (pl. orogén övek hideg litoszféra-gyökere) laterális kiterjedése nagyobb a litoszféra vastagságához képest. A módszer alkalmazásához Coblentz et al. (1994) egy referencia litoszféra oszlopot definiáltak, ami nem más, mint egy kontinentális litoszféra oszlop pontosan tengerszint feletti magasságban. Jones et al. (1998) szerint más referenciaoszlop kiválasztása csak kicsiny hibát okoz a PE becslésében. Termikus eredetű feszültségek. Hőmérsékleti anomáliák is létrehozhatnak a kőzettestekben feszültséget. A napi és az évi hőmérséklet-ingadozás hatása pl. erőteljesen befolyásolja a felszíni és felszínközeli feszültségmérések eredményét. A felszínen bekövetkezett hőmérsékletváltozás (T s ) hatására a kőzet belsejében egy adott mélységben létrejövő hőmérsékletváltozás (T z ) a következő formulával adható meg: T z = T e s z π k t (2.4.13) ahol z (cm) a mélység, k (cm 2 /s) pedig a hődiffúzivitási állandó. Amennyiben az adott kőzetblokk határai egytengelyű nyúlást szenvednek el, a hőmérsékletváltozás hatására létrejött feszültség a következő formulával adható meg: T αt E ( T = 1 T S 0) h (2.4.14) 1 ν A feszültségmérések azt sugallják, hogy húzásos hasadékokban (jointokban) gazdag kőzetblokk esetén a helyi maximális és minimális főfeszültség irányok rendre merőlegesek és párhuzamosak a hasadékok irányával. A hasadékok sűrűsége és irányítottsága valamint a feszültségek irányultsága és magnitúdói közötti összefüggés a részletes vizsgálatok ellenére sem megoldott probléma Tektonikai stílus és feszültségi rezsimek Közelítő becslésként elfogadható, hogy a Föld felszínének közelében nem ébrednek nyírófeszültségek. Így a földkéreg felső részében a három főfeszültség közül kettő általában a vízszintes síkban található (σxx és σyy), míg a harmadik függőleges (σzz). A tektonikai stílust az határozza meg, hogy a feszültségi

18 2.7. ábra A feszültségi ellipszoid térbeli helyzete, nevezetesen a függőleges főfeszültség magnitúdója határozza meg a létrejött tektonikai stílust: (a) tenziós, (b) kompressziós és (c) eltolódásos (Anderson, 1951 nyomán). ellipszoid tengelyei, azaz a főfeszültségek a függőlegeshez képest hogyan helyezkednek el (Anderson, 1951; 2.7. ábra). Amikor a vertikális főfeszültség 1) a maximális főfeszültség (Sv=s1), akkor normálvetődéses, azaz tenziós tektonikai stílus; 2) a minimális főfeszültség (Sv=s3) akkor feltolódásos, azaz kompressziós tektonikai stílus; és ha 3) a közbenső főfeszültség (Sv=s2), akkor csapásvetős, azaz eltolódásos tektonikai stílus alakul ki. Amennyiben a főfeszültség irányok nem pontosan a függőlegesek ill. vízszintesek (ez a mélységgel egyre valószínűbb állapot), akkor gyakran átmeneti típusú feszültségterek alakulnak ki. Ilyenkor a tektonikai stílus is kevert képet mutathat. Ha a függőleges főfeszültség a legnagyobb, akkor normálvetős vagy tenziós feszültségtérről ill. feszültségi rezsimről (továbbiakban NF) beszélünk (2.7.a ábra). A tektonikai stílust uralkodóan normálvetős szerkezetek jellemzik, a földkéreg ilyenkor tágulásos deformációt szenved el. Jellemző példája a Pannon-medence korai és középső miocén szerkezetalakulása. Ha a függőleges főfeszültség a legkisebb, akkor feltolódásos vagy kompressziós feszültségtérről ill. feszültségi rezsimről (továbbiakban TF) beszélünk (2.7.b ábra). A tektonikai stílust uralkodóan a feltolódásos szerkezetek és a takaróképződés jellemzi, a földkéreg ilyenkor térrövidülést szenved el. Jellemző példája az orogén övek felgyűrődése. Amikor a köztes főfeszültség a függőleges, akkor eltolódásos feszültségtérről ill. feszültségi rezsimről (továbbiakban SS) beszélünk (2.7.c ábra). A tektonikai stílust uralkodóan az eltolódásos szerkezetek jellemzik, a kőzetblokkok egymáshoz képest oldalirányban mozdulnak el. Klasszikus példája a kaliforniai Szent András törésvonal, de ez a tektonikai stílus jellemző a Pannon-medence fiatal szerkezetfejlődésére is. A feszültségi ellipszoid térbeli orientációján kívül annak alakja, megnyúltsága is döntő fontosságú. Ez a feszültségtér stabilitását határozza meg. Stabil feszültségtér esetén a térbeli változékonyság csekély, ilyenkor nagyobb területeken egyveretű deformációs stílust tapasztalunk. Instabil feszültségtér

19 esetén viszont gyorsan változhat a szerkezeti stílus, így viszonylag kis területen akár mindhárom feszültségi rezsimre jellemző szerkezeteket megfigyelhetünk. A feszültségtér stabilitásának kvantitatív jellemzésére Philip (1987) az alábbi paramétert vezette be: R= (σ 2 - σ 3 )/(σ 1 - σ 3 ) (2.5.1) ahol az R feszültségi arányszám értéke 0 és 1 között változhat. Legstabilabb a feszültségtér, ha R=0,5. Ekkor a közepes főfeszültség (σ 2 ) pont a legkisebb és a legnagyobb főfeszültség számtani közepe, azaz σ 2 = (σ 1 + σ 3 )/2. Ha azonban σ 2 nagysága σ 1 -hez vagy σ 3 -hoz közelít, majd eléri valamelyiket, akkor jellemzően kevert szerkezeti stílusok jönnek létre. Transztenziós térben (NS) az eltolódások normálvetős szerkezetekkel kombinálódnak, transzpressziós térben (TS) pedig feltolódásokkal. A természetben gyakran ilyen kevert jellegű feszültségi állapotok alakulnak ki, a feszültségi ellipszoid térbeli irányultságának függvényében transzpressziós vagy transztenziós jelleggel. Az eltolódásoknak a hegységképződésnél (kompresszió) és a medencék kialakulásánál (tenzió) egyaránt fontos szerepük van ábra A tektonikai stílus azaz egy terület uralkodó deformációs jellege, az aktív szerkezetek kinematikai bélyegeinek összessége a feszültségi ellipszoid alakjától (R paraméter) és térbeli irányultságától függ (Philip, 1987 nyomán). Mindezt a 2.8. ábra jól szemlélteti. A függőleges skálán az R értékek, a vízszintes skálán a tektonikai stílusok (feszültségi rezsimek) láthatók, folyamatos átmenettel a tiszta, horizontálisan izotróp kompressziótól (baloldalt) a hasonló tenzióig (jobboldalt). Az ábra alsó fele a fenti két paraméter kombinációjának függvényében kialakult (gyakran kevert) feszültségterek jellemző feszültségi ellipszoidjait mutatja. R igazi jelentőségét az adja, hogy a (paleo)feszültségtér

20 rekonstrukciójánál elvégzett inverziós feladat eredményeként sohasem a három főfeszültség magnitúdóját, hanem csak azok arányát kaphatjuk meg (redukált feszültségtenzor). Ezt az arányt és ezzel együtt a feszültségtér jellegét (feszültségi rezsim) és egyben stabilitását adja meg az R paraméter értéke. Ennek meghatározása igen fontos feladat a jelenkori feszültségtér értelmezése során. A fészekmechanizmusok alapján a Pannon-medencére meghatározott feszültségi rezsimeket és a kiszámolt R paramétereket az alfejezetben mutatjuk be

21 3. JELENKORI KŐZETFESZÜLTSÉG MEGHATÁROZÁSÁNAK MÓDSZEREI 3.1. Bevezetés Fontosnak tartjuk a kőzetfeszültség mérésére szolgáló módszerek részletes áttekintését, hiszen az adatrendszer bővítése a BAF környezetében a tervbe vett részletes tektonikai stabilitás vizsgálatok keretében elengedhetetlen. Az ilyen jellegű mérések megkezdődtek és az első mérések biztató eredményekkel szolgáltak (Kovács, 1999, 2002a, b, c; Kis Herczeg, 2002a, b, c). Ezzel a fejezettel a fő célunk az, hogy felhívjuk a figyelmet: a rendelkezésre álló korszerű módszerek segítségével lehetséges a feszültségtérnek a tervezett telephely skáláján vett laterális és vertikális változásait kellő felbontással kimérni, térben feltérképezni. A kőzetfeszültség mérését célszerűnek látszik a BAF és a kapcsolódó más formációk kőzetmechanikai paramétereinek (szilárdsági tényezők, mechanikai anyagjellemzők) részletes vizsgálatával együtt elvégezni. Az így létrejövő adatrendszer alapvető fontosságú lesz a numerikus modellszámítások bemenő paramétereként, a modellezési eredmények kontrolljaként, valamint, általánosságban, a hosszú távú tektonikai stabilitás megbízható becslésében. A jelenkori feszültségtér meghatározásához sokféle módszer használatos. Az optimális cél a kőzettestek feszültségállapotát jellemző feszültségi ellipszoid (2.4. ábra) három tengelyének, a főfeszültségeknek a meghatározása: ezek irányát, relatív arányát (R paraméter) és, amennyiben lehetséges, nagyságát is mérik, illetve számolják. Az alkalmazott eljárások egy részével azonban csupán a maximális és minimális horizontális feszültségeket (S Hmax v. S H ill. S Hmin v. S h ) határozhatjuk meg. Ekkor külön vizsgálatot igényel annak kiderítése, hogy ezek nagysága miképp viszonyul a harmadik, függőleges főfeszültséghez: ezáltal dönthető el, hogy milyen a feszültségtér jellege, azaz milyen a tektonikai stílus, a feszültségi rezsim. Több módszer lényege abban áll, hogy ha a kőzettest deformációját megmérjük, akkor az azt létrehozó erőhatásokra, feszültségekre is vissza tudunk következtetni. A Pannon-medencében az eddig leggyakrabban használt technika a mélyfúrások faldeformációjának mérése, amellyel kielégítő módon lehet a vízszintes főfeszültségirányokat becsülni. Az alapelv viszonylag egyszerű: a fúrólyuk körül koncentrálódó feszültségek hatására az eredetileg kör keresztmetszetű lyuk a fal anyagának kipergése miatt ellipszissé válik, ennek rövidebb tengelye adja a legnagyobb horizontális feszültséget. Rétegrepesztés során a fúrólyukba juttatott nagynyomású folyadék hoz létre kőzetrepedéseket: ezek síkjában található a maximális főfeszültség. Ráfúrás esetén a frissen vágott

22 fúrómag elasztikus relaxációját mérik az eredeti környezetéből kikerülve. A földrengések fészekmechanizmusa is a segítségünkre lehet. Egy rengés szeizmikus hullámainak első beérkezését rögzítik a mérőállomások: ezek térbeli eloszlását elemezve viszonylag jó pontossággal megadhatók a fokális gömb azon térnegyedei, amelyekben kompresszió vagy tenzió uralkodott. Ezen módszereken kívül egy terület fiatal, recens aktivitású törésvonalainak geometriáját és az azok mentén történő elmozdulásokat is vizsgálhatjuk (pl. terepi, mikrotektonikai módszerekkel, digitális terepmodellekkel, űrfelvételeken, stb.), amelyek fontos adalékkal szolgálhatnak a különböző kéregblokkok mozgását és belső deformációját illetően. Az alábbiakban a teljességre való törekvés nélkül a leggyakrabban használt feszültség-meghatározási módszereket vesszük sorra Engelder (1993) beosztása alapján Hidraulikus rétegrepesztés A hidraulikus rétegrepesztésnek (HR, hydraulic fracturing) nevezzük azt az in situ mérési technikát, amikor a fúrólyuk egy lezárt szakaszában mesterségesen létrehozott túlnyomás hatására a fúrólyuk fala felreped. A létrehozott nyomás időbeli változását a folyamat során rögzítik. A görbe jellegzetes pontjainak leolvasásával következtethetünk a mérés helyszínén érvényes főfeszültségi ellipszoid néhány jellemzőjére. A repedési síkok a maximális főfeszültség (σ 1 ) irányába esnek, és egyúttal merőlegesek a minimális főfeszültség (σ 3 ) irányára (Hubbert és Willis, 1957). A repedések irányát kiegészítő mérésekkel lehet meghatározni, pl. akusztikus fúrólyukfal kamerával ábra Főfeszültségi trajektóriák torzulása fúrólyuk közelében. A minimális horizontális feszültség (S h ) irányában feszültség koncentráció jön létre, amely a fúrólyuk kirepedését eredményezheti. Ha a fúrólyukba nagy nyomású folyadékot préselnek, akkor a lyukfal felreped a maximális horizontális feszültség (S H ) irányában (hidraulikus rétegrepesztés). Fúrás során a fúrólyuk megbolygatja a rugalmas közegben addig homogén feszültségteret. Ennek a bolygatottságnak a mikéntje

23 határozza meg a fúrólyukfalon kialakuló repedések irányát (3.1. ábra). A probléma matematikai leírása megegyezik a Kirsh (1898) által leírt, egy végtelen rugalmas lemezre ható távoli feszültségtér hatására a lemezbe fúrt lyuk szélein fellépő feszültség koncentráció tárgyalásával (Miles és Topping, 1949). Ha a fúrás esetén a távoli feszültségtér két komponense S H -val és S h -val egyezik meg, akkor a megbolygatott közeli kétdimenziós feszültségtenzor elemei polárkoordinátarendszerben egy adott Θ és r koordinátával rendelkező pontban a következők (σ r a radiális feszültség, σ Θ a tangenciális, míg τ rθ a fellépő nyírófeszültség): S H + Sh R + S H Sh R R σ = r cos 2Θ (3.1.1) r 2 r r 2 4 S H + Sh R S + H Sh R σ Θ = cos 2Θ (3.1.2) r 2 r 2 4 S H Sh R R τ rθ = sin 2Θ (3.1.3) r r ahol R a fúrólyuk átmérője, r a fúrólyuk középétől mért távolság, Θ pedig az S H irányától az óramutató járásával megegyező irányban bezárt szög. Feszültség koncentráció a fúrólyuk falán (ahol r = R) Θ = 0 és Θ = 90 esetben fordul elő: σ S S (3.1.4) = o 3Sh SH, σ o = 3 Θ= 0 Θ = 90 H h A fúrólyukban található folyadék újabb tagot ad a feszültségkomponensekhez: 2 2 R R σ r ' = P, σ ' = P 2 Θ (3.1.5) 2 r r ahol P a fúrólyukban található folyadék nyomásának és a formáció pórusnyomásának különbsége. A hidraulikus rétegrepesztés kivitelezése előtt közvetlenül a fúrás után meg kell keresni a fúrólyukban található természetes repedésekkel borított részeket (pl. lyukfal kamerával), hiszen ezek a szakaszok a feszültségméréseket eltorzíthatják. A fúrólyukban a mérésre kiválasztott szakaszt pakkerrel alulról és felülről lezárják, így a besajtolt folyadék ezekben az irányokba nem tud elszökni. A folyamat során szükséges a nyomásviszonyok pontos rögzítése. A cél a nyomás-idő görbe jellegzetes pontjainak meghatározása. A megfelelő szakasz kiválasztását és a lezárást követően a nyomást folyadék bepumpálásával növelni kezdik, amíg a

24 hidraulikus rétegrepedés be nem következik. Egy idealizált nyomás-idő görbét a 3.2. ábra mutat be. A törést létrehozó nyomást letörési nyomásnak (breakdown pressure) nevezik (P b ). A letörés pillanatában a bepumpálást leállítják. Ekkor a nyomás beáll egy egyensúlyi közeli értékre (esetenként két lépésben, P Smax ill. P Smin ), ami nagyobb, mint a hidrosztatikai nyomás. Néhány perc elteltével a pakkereknél a nyomást kiengedik: a rendszer visszatér a kiindulási hidrosztatikai nyomás közeli (P o ) állapotába. A visszafolyó folyadék térfogatát szintén mérik. A letörési nyomás Haimson és Fairhurst (1967) szerint függ a távoli feszültségtér két komponensétől, a kiindulási hidrosztatikus nyomástól (P p ) és a kőzet szakítószilárdságától (T 0 ): Pb = 3Sh SH Pp + T 0 (3.1.6) A következő lépés a rétegrepedések újranyitása. Ekkor a nyomás-idő görbe egészen a repedések újranyílásáig növekszik, azután nemlineárissá válik. Ez a pont a repedés-újranyítási nyomás (fracture reopening pressure, P r ), amelyből a környezet feszültségviszonyaira Bredehoeft et al. (1976) szerint a következőképpen következtethetünk: P r = 3 S S P (3.1.7) h H p Ez a nyomásérték már nem függ a kőzet szakítószilárdságtól, aminek nagyságát az eredeti nyomás (P b ) és az újranyitási nyomás összevetéséből lehet megbecsülni. A mérés pontosságának kritikus pontja a fúrólyukfal épsége. Amennyiben a fal repedéseket tartalmaz, a letörési nyomás értéke 3.2. ábra A hidraulikus rétegrepesztés közben fellépő nyomás időbeli változása. A P 0 kiinduló nyomásról a rendszer eléri a P b megbízhatatlan lesz. A letörési nyomás értéket, amikor is a rétegrepesztés megtörténik. A következő ciklus csúcspontja a repedés-újranyitási egyenlet másik nagy előnye, hogy nem nyomás (P r ). függ a fúrólyuk által harántolt kőzet minőségétől. A P r érték pontos mérése tehát fontos a feszültségértékek meghatározásához, ez azonban nehézkes lehet mélyfúrások

25 esetén, valamint ha S H > 2S h P r (Evans et al., 1989). Ezekben az esetekben a egyenlet használata az inkább elfogadott. A folyadék bepumpálása után a folyamatot leállítják. Ekkor a nyomás hirtelen csökkenni kezd addig, amíg a folyadék már nem tudja nyitva tartani az újranyitott repedéseket. Ezt a nyomásértéket nevezzük pillanatnyi lezárási nyomásnak (instantaneous shut-in pressure, Ps ). Mivel a törések σ 3-ra merőlegesek, ezért Ps =σ 3. A repedések újranyitását többször elvégzik, így pontosítva P r és az P s értékét. Minden egyes újranyitásnál a repedések mélyebbre hatolnak a kőzetben, a lezáró nyomás inflexiós pontja pedig élesebbé válik Fúrómag és fúrólyukfal vizsgálatok Magkorongok vizsgálata A mély fúrólyukakból kiemelt magminták gyakran vékony korongokká esnek szét, amelynek jelentősége régóta ismert a kőzetfeszültségek észlelésében (Hast, 1958; Jaeger és Cook, 1976; Leeman, 1964). A fúrómag felkorongosodása általában nagy horizontális feszültségre (S H ) utal. Elméleti megfontolás szerint az S V /S H hányadossal egyenesen arányos a létrejött korongok vastagsága. Laboratóriumi tesztek is igazolják, hogy a magkorongok létrejötte akkor valószínű, ha a mag tengelyére merőleges feszültség (S H ) jóval nagyobb, mint a tengellyel párhuzamos feszültség (S v ) (Obert és Stephenson, 1965; Haimson and Lee, 1995). A korongok alap- és fedőlapja közel merőleges a fúrólyuk tengelyére és általában felülről konkáv, alulról konvex alakúak. A fúrás közben felszabaduló rugalmas deformáció S H irányában megnyújtja a korongokat, jellegzetes nyeregalakot létrehozva. A korongok jól kifejlődött felszíne is segítséget nyújthat a feszültségtér meghatározásában, ugyanis a fúrás során jellegzetes mikrorepedezettség jön létre, amely a korongok felszínén mikroszkopikus lineációként jelenik meg. Ennek orientációja S H irányának felel meg (Kulander és Dean, 1985; Haimson and Lee, 1994). A fenti megfontolások miatt a módszer a feszültségtér kvantitatív tanulmányozását nem teszi lehetővé, de a magkorongok kialakulása fontos indikációja a normálistól eltérő feszültség viszonyoknak Fúrólyukfal kirepedések vizsgálata A fúrólyuk deformációk egy speciális csoportja a fúrólyukfal kirepedések (FK, borehole breakout), amelyek általában 5 km mélységig fontos jelzői a horizontális feszültségirányoknak. Magyarországon a fúrólyukfal kirepedések vizsgálata a leggyakrabban használt technika, amellyel a főfeszültségi irányokat kielégítő biztonsággal lehet becsülni. A módszer elterjedésének szempontjából fontos

26 felfedezés volt, amikor Cox (1974) kimutatta, hogy a fúrólyukfal kirepedések iránya független az azt befoglaló kőzet korától és a dőlésétől. A vizsgálat során azt használjuk ki, hogy az ilyen típusú lyukfal megnagyobbodások mindig párhuzamosak a minimális horizontális feszültség (S h ) irányával és szimmetrikusan alakulnak ki a fúrólyukfal két átellenes oldalán (3.3. ábra). Létrejöttük fő oka a horizontális feszültségek magnitúdójának különbségében keresendő (Bell és Gough, 1979), ami a fúrólyuk falán feszültségkoncentrációt indukál (3.1. ábra). Ennek hatására a fúrólyuk felrepedezik és a falából apró kőzetdarabok hullanak ki. A fúrólyukfal kirepedések analízise a minimális és egyúttal az arra merőleges maximális horizontális feszültség (S h és S H ) irányának meghatározását teszi lehetővé. A módszer a feszültségek magnitúdójának megállapítására azonban kevéssé alkalmas. A FK vizsgálatát az olajipari kutatófúrásokban felvett dőlésmérésekhez kapcsolódó adatsorok segítségével lehet elvégezni. A dőlésmérés általában négyvagy hatkarú szondával történik. A hazai kutatásban a négykarú dőlésmérő szondák terjedtek el. A szonda részletesen letapogatja a fúrólyuk alakját két pár, egymásra merőleges kar segítségével. A kiértékeléshez szükséges adatsorok a következők (3.4. ábra): - a négykarú szonda két kaliper adatsora (CAL13, CAL24) - mélység (DEPTH) - a szonda azimutja (AZ) - a szonda tényleges dőlése (DA) - a fúrólyuk dőlése (DAZ) 3.3. ábra Fúrólyukfal jellegzetes kirepedése laboratóriumi kísérletben (CSIRO Divison of Geomechanics). A mintavételi távolság általában cm. A vontatókábelben fellépő torzió miatt a felfelé húzott szonda folyamatosan forogni igyekszik. Azonban deformált fúrólyukfal részhez érve az egyik pár kar beakadhat a repedésbe, így a szonda egy hosszú szakaszon nem tud forogni. A fent felsorolt öt adatsor kombinált szelvényén az ilyen események viszonylag könnyen azonosíthatók. A kiértékelés fontos lépése a fúrólyukfal kirepedések elkülönítése az egyéb fúrólyukfal deformációktól, mint például az iszaplepény és kimosás hatásától, valamint a

27 3.4. ábra A dőlésmérések során alkalmazott bőségmérő szonda által felvett és a fúrólyukfal kirepedések feldolgozása során felhasznált adatok. fúrófej által létrehozott kiöblösödésektől (Plumb és Hickman, 1985; 3.5. ábra). Legnehezebb a spontán hidraulikus repesztéssel létrejövő kiöblösödéstől való elkülönítés, mivel az pont merőlegesen alakul ki az FK irányokra. Minden egyes esemény másfajta képet hoz létre a szelvényeken. Deformáció nélküli zónákban a két pár kar ugyanazt az értéket mutatja, ami megfelel a fúrófej átmérőjének (gauge hole). Kimosás esetén mindkét pár kar nagyobb értéket mutat az eredeti átmérőnél (washout). Fúrófej által létrehozott kiöblösödések esetén a fúrólyuk aszimmetrikus lesz (key seat), a szonda nem a lyuk közepén található, így az egyik pár kar kisebb érteket mutat, mint a névleges átmérőérték. A hazai fúrólyukfal kirepedés meghatározások az ELTE Geofizikai Tanszékén kifejlesztett számítógépes programmal készültek (Dövényi et al., 1988). A program bemeneti adatai a fentebb említett adatsorral egyeznek meg. A 3.6. ábra a kiértékelés egy jellegzetes fázisát mutatja. A kép alján lévő szelvény felső részén láthatjuk a két bőségmérő kar adatait (balról jobbra növekvő mélységgel), és kék ill. piros színnel kitöltve a különbségeiket (kontúr-differencia típusú megjelenítés). Itt jelölhetők ki a kirepedés szakaszok (7 lila téglalap). Alatta zölddel a szonda azimutja látható, ami abban segít, hogy eldöntsük forgott-e a szonda az adott szakaszon vagy sem. A kijelölt szakaszok adatai a jobb felső sarokban láthatók. Középen egy fúrólyuk körül a bőségmérő adatai pontfelhőszerűen is ábrázolásra kerülnek. A kör közepén rózsadiagram mutatja a kijelölt szakaszok statisztikai eloszlását. A rózsadiagramra illesztett két szakasz a minimális (a kirepedések irányával megegyező) és maximális (a kirepedések irányára merőleges) horizontális feszültség irányait jelöli ki. A bal felső sarokban a kiértékelés

28 végeredménye látható: S H = 20 ± 15. A program automatikusan szűri a fúrólyuk elferdülésének irányába eső kiöblösödéseket ábra Lehetséges fúrólyukfal deformációk. Egyes jelenségek automatikusan kiszűrhetők a feldolgozás során (pl. fúrófej mechanikai hatásai), mások a feldolgozó által, a görbék jellegzetes lefutása alapján kerülnek elkülönítésre. A kirepedések iránya kisebb-nagyobb mértékben eltérhet a tényleges minimális horizontális feszültség irányától. Ahhoz, hogy megbízható eredmények szülessenek, minél több kiértékelésre van szükség, és a kapott adatokat statisztikus módszerekkel és modellezésekkel kell kezelni ill. értelmezni. Vannak olyan esetek, amikor az eltérés szignifikáns, azaz egy adott területen vagy mélységben az addigi eredményektől eltérő, új irányt kapunk. Ez a Pannonmedence térségében is gyakori eset (ld alfejezet). Az eredeti elméleti megfontolások szerint (Gough és Bell, 1981) a kirepedések keresztmetszete háromszög alakú, hiszen lapos, konjugált nyírózónák határolják. A négykarú bőségmérő adatsora azonban nem elég nagy felbontású ahhoz, hogy ezt ellenőrizni lehetett volna. A kirepedések alakjának vizsgálatát az akusztikus fúrólyukfal kamera bevezetése oldotta meg. A képek szerint a kirepedések inkább széles és lapos depressziók, mint éles beszögellések. A fúrólyukfal kamera képei alapján Plumb (1989) három típusú kirepedést különít el a fúrólyuk közelében fellépő három különböző feszültségtér alapján. Ezek a következők: σ r < S v <σ Θ, <σ r < S v, σ Θ r < σ Θ < Sv σ (3.3.1, 3.3.2, 3.3.3) ahol σ r és σ Θ rendre a radiális és tangenciális feszültség a fúrólyuk közelében, míg S v a kőzetoszlop súlyából származó feszültség. Az első típus vertikális nyírásokkal jellemezhető. A második és harmadik eset mélyebb üledékes

29 medencékben fordul elő, ahol a vertikális feszültség a legnagyobb. Ekkor a függőlegestől elhajló nyírózónák jönnek létre ábra Az ELTE Geofizikai Tanszékén fejlesztett fúrólyukfal kirepedés kiértékelő program (Dövényi et al., 1988) egy jellegzetes adatsora. Részletek a szövegben Szonikus és szeizmikus fúrólyukfal vizsgálatok Az egyesült államokbeli South Canisteo-i (Plumb et al., 1991) fúrásban a feszültség mérések mellett készült egy 1 km hosszú szelvény, ami a kőzetek mechanikai tulajdonságait rögzítette. A mérések statisztikai analízise azt mutatta, hogy a horizontális feszültség magnitúdók egyenes arányban állnak a dinamikus rugalmas keménységgel (dynamic elastic stiffness) és fordított arányban állnak a kőzetek agyagtartalmával. A porozitás szelvényben jelentős esés következett be ott, ahol a feszültségmérések nagy ugrást mutattak. Szonikus szelvényezés kimutathat olyan sebességugrásokat, amelyek a tangenciális feszültség függvényei. Ezek detektálásához a kerületi akusztikus szelvényezés a megfelelő módszer. A vertikális szeizmikus szelvényezés irányított hullámméréséhez kapcsolódó horizontális részecskemozgást a távoli feszültségtér komponensei szintén befolyásolhatják (Barton és Zoback, 1988). Három fontos tényező sorolható fel ehhez az anomáliához kapcsolódóan: a kőzet összetétele (Solomon, 1972), a

30 feszültség által befolyásolt törések méretének helyi változásai (Crampin, 1977) és a környező feszültségtér fúrólyuk által létrehozott perturbációja (Barton és Zoback, 1988). A kőzetben terjedő nyíróhullámok az ott található mikrorepedések hatására polarizálódnak, és létrejön egy gyors és egy lassú hullám, melyek egymásra merőlegesek. Ezek időben egymástól elkülönülnek (Crampin, 1984). Amennyiben az in situ feszültségkülönbség elég nagy ahhoz, hogy egymáshoz megfelelően közeli töréseket egy adott irányban létrehozzon, akkor a nyíróhullámok polarizációjából az ott ható feszültségtér irányára következtethetünk. Ezen módszerek alkalmazása a szakirodalom szerint eddig kevés sikert hoztak a feszültségtér meghatározásában Deformáció-relaxációs mérések Ha egy kőzetdarabot eltávolítunk eredeti környezetéből deformáció-relaxációs folyamaton megy keresztül. Amennyiben ennek a tágulásnak vagy összehúzódásnak a mértékét mérésekkel meghatározzuk, következtethetünk a kőzetdarabot eredetileg magába foglaló kőzettestben uralkodó, in situ feszültségi viszonyokra. A fennálló feszültségállapot és az eltávolítás után létrejött deformáció bizonyos korlátokat figyelembe véve egyenes arányban áll egymással. A számításhoz szükséges a kőzet rugalmas paramétereinek ismerete. A kőzet relaxációjának jelentős része az eltávolítás után azonnal bekövetkezik. Egy másik része azonban időt igényel (néhány órát), ezt időfüggő deformáció-relaxációnak nevezzük (time-dependent strain relaxation). A harmadik relaxációs komponens a kőzetminta továbbdarabolása (ld. még magkorongok vizsgálata) esetén szabadul fel. Ez a jelenség az ún. maradék feszültségnek (residual stress) köszönhető (Friedman, 1972). A deformáció mérés technikájának fejlődésével kis átmérőjű fúrómagokon is lehetővé vált a módszer alkalmazása. Rá- vagy túlfúrásos kőzetfeszültségmeghatározásnak (overcoring) nevezünk minden olyan in situ mérési technikát, amely során az eredeti helyéről kivágott kőzetmintára deformációmérő bélyegeket ragasztanak. A módszer elve és egy gyakorlati alkalmazása a 3.7. ábrán látható. Mind deformáció mérési, mind közvetlen feszültségmérési technikák ismertek. Deformációmérés során legalább három független deformáció komponens meghatározása és a kőzet rugalmas paramétereinek (E: Young-modulus és γ: Poisson-szám) ismerete kell ahhoz, hogy a feszültségtér számolható legyen. Mivel a minta rugalmas paraméterei változnak a deformáció-relaxáció során, ezért a laboratóriumi mérésekből származó adatok segítségével mindig csak közelítő feszültségértékeket tudunk számolni. A deformációmérés és a közvetlen feszültségmérési technikák közötti fő különbség, hogy az előző esetén a mérőbélyegek passzívan vannak jelen, míg feszültségmérés esetén a szerkezet ellenáll a deformációnak, így mérve azt. Ezek a módszerek a telepítés

31 3.7. ábra A ráfúrásos feszültségmérés elvi vázlata három lépésben. A) A kialakított és mérésre előkészített fúrólyuk aljára felragasztják a deformációs cellát, alján a nyúlásmérő bélyeggel, B) ráfúrá, C) a kitört mag rugalmas deformációjából (relaxáció) a mintára eredetileg ható kőzetfeszültség számolható. körülményessége miatt a földkéreg felső 100 méterére, esetleg mélyebb bányajáratokra vannak korlátozva. A deformáció-relaxációs mérések három nagyobb csoportba oszthatók a mérés telepítésének helye szerint: felszíni kibúvásokra telepített mérések, a fúrólyuk fenekére telepített relaxációs mérések, valamint a kivágott minta belsejébe helyezett relaxációs mérések. A mérések előtt a feszültségtér komponenseinek irányát általában nem ismerjük. Azonban elmondható, mivel a mérések egy szabad felszínhez közel történnek, hogy kettő a három főfeszültségirány közül párhuzamos a szabad felszínnel. Ez a két komponens a síkba elhelyezett három mérőbélyeggel meghatározható. A harmadik főfeszültség a síkra merőleges, a szabad felszínen pedig zérus. Amennyiben van előzetes ismeretünk a főfeszültségek irányairól, akkor két mérés is elégséges. Feltételezve, hogy a kőzet izotróp, a főfeszültségek (σ 1, σ 2 ) irányai két dimenzióban megegyeznek a fő deformációs irányokkal (ε 1, ε 2 ) és a következő egyszerű összefüggés alapján módon számolhatók:

32 ( ε + ν ε ) σ1 = E (3.4.1) 1 ν ( ε + ν ε ) σ 2 = E (3.4.2) 1 ν ahol az E és ν a kőzet rugalmas paraméterei. A deformáció-relaxációs mérésekről összefoglalásul elmondható, hogy viszonylag olcsó és gyors módszerek. Fontos eredményeket szolgáltatnak a bányászat vagy a fúrás hatására létrejött feszültségtér perturbációkról, a hőmérsékletváltozás hatására létrejött termális feszültségekről. Megjegyzendő, hogy a mérések helyszínének kiválasztása nagyon fontos az eredmények megbízhatóságának szempontjából. Hibaforrásként kell kezelni a sokszor említett mérési körülményeket, a mérendő kőzet minőségét (pl. repedezettség), a helyi topográfia gyakran igen lényeges hatását és a laboratóriumban meghatározott rugalmas paraméterek bizonytalansági tényezőit Felszíni kibúvásokra telepített mérések A felszíni kibúvásokra telepített mérések eredményeit számos körülmény befolyásolja. Elsőrendű fontosságú, hogy a kibúvás fala ép legyen, ne legyen eróziós felszín vagy repedés, ami elvágja a mintázandó felületet a területen uralkodó valós feszültségtértől. A felszín közelében a feszültségteret az évi és a napi hőmérsékletingadozás hatására indukált termális feszültségek jelentősen befolyásolhatják. Elektromos ellenállásmérésen alapuló deformációs bélyegek pontos eredményeket szolgáltatnak nagyon kis távolságokon vett kicsiny deformációk esetén is (1 cm távolságon 0,1 µm deformáció is mérhető). A módszer hátránya, hogy rendkívül érzékeny a nedvességtartalomra (Olsen, 1957). Ideális deformációmérés esetén az alkalmazott műszer akkora távot ölel fel, hogy a szemcsehatárok és más inhomogenitások kiátlagolódjanak. Ezt a minden kőzetre egyedi távolságot reprezentatív mérési egységnek nevezzük. A kibúvások felszínére ragasztott fotoelasztikus anyagok szintén megbízható deformáció mérőeszköznek számítanak (Emery, 1961). Általában három, egymással 120 -ot bezáró irányban elhelyezett (delta alak) fotoelasztikus csíkot ragasztanak fel, és a mért deformációkból a fentebb tárgyalt módon következtetnek a fennálló feszültségtérre. Az úgynevezett lékelés (trepanning) során a felszíni kibúvásból kiemelt kőzetmintába vágás előtt egy lyukat mélyítenek. Kompressziós feszültségtérben a kiemelés után a lyuk falai befelé mozdulnak el. Az elmozdulás mértéke egyenesen arányos az in situ feszültségtérrel. A falak elmozdulásának mérése helyett, több

33 (általában 3) megfelelően irányított (egymással 60 fokos szöget bezáró) átmérő mentén mérik a zsugorodást Fúrólyuk talpára telepített mérések Annak érdekében, hogy elkerülhetőek legyenek a felszíni kibúvásokra telepített mérések során adódó zavaró hatások, megindult a fúrólyukak talpára telepíthető műszerek fejlesztése is. Ilyen elkerülendő zavaró hatások a nedvesség, az ingadozó hőmérséklet és a feszültség perturbációja a bányászattal megzavart közegben (alagút esetében két-, háromszoros átmérőtávolságban; Olsen, 1957). A háromkomponensű deformációs bélyeget tartalmazó, fúrólyukak talpára telepíthető deformáció-relaxáció mérőeszközt (CSIR doorstopper) Leeman (1964) fejlesztette ki. Az eszközt irányítottan helyezik a fúrólyuk talpára. Ragasztás után ráfúrás következik. A jelenlegi műszerek folyamatosan olvassák le az értékeket a ráfúrás során. A mért deformáció-relaxáció magnitúdójából nem számolhatók közvetlenül az in situ kőzetfeszültségek, mint ahogy azt az előző példák mutatják. Ebben az esetben a távoli feszültség magnitúdókat (S H és S h ) a fúrólyuk megbolygatja. Ezt a hatást el kell távolítani, ami a következő egyenletekkel tehető meg: S H = a S H + S h + c S v (3.4.3) S h = a S h + b S H + c S v (3.4.4) ahol S H * és S h * a fúrólyukfalon koncentrálódó feszültségek, a, b és c pedig a Poisson-számból (ν) származtatható paraméterek. A Lamont-cella a kezdeti doorstopper modellek egyik fejlesztett változata (Sbar et al., 1979). A feszültségmérő cella talpára delta alakban három elektromos ellenállásmérésen alapuló deformációs bélyeget helyeznek, egy negyedik pedig a termális hatásokat méri. A fúrólyuk megfelelő előkészítése a mérés előtt rendkívül fontos: a fúrólyuk talpát gondosan le kell csiszolni és meg kell vizsgálni, hogy a kőzet nem repedezett-e. A fúrás maradékát el kell távolítani, majd a nyúlásmérőt felragasztani. A mérőkábel a fúrón keresztül van a bélyegekhez vezetve, így téve lehetővé ráfúrás során is a folyamatos mérést. A minta kitörése előtt a lyukat elárasztják vízzel, és várnak ameddig a műszer stabil értéket nem mutat. A mérés minősége általában a mért görbe alakjából becsülhető. A legjobb minőségű mérések görbéi három jól elkülönülő szakaszra bonthatók (Blackwood, 1978): egy azonnali relaxációra, a Poisson tágulásra és egy időfüggő relaxációra. Az ezektől eltérő lefutású görbék nagy valószínűséggel a nem megfelelő mag által okozott vagy mérés közben bekövetkezett hibák eredményei. A görbék Poisson

34 tágulás szakaszából a minta Poisson-értéke, valamint a kőzetre ható tektonikai feszültség meghatározható (Wong és Walsh, 1985) A kivágott minta belsejében elvégzett mérések A módszer elve megegyezik a lékelés műveleténél leírtakkal. Számos technika létezik, amelyek abban különböznek, hogy a létrehozott üreg mely paramétereit és milyen módszerrel mérik a relaxáció során. Ezek legmodernebb fajtái a háromdimenziós feszültségtér meghatározásra alkalmasak, és általában olyan területeken alkalmazzák őket, ahol semmilyen előzetes információ nem áll rendelkezésre a mérendő feszültségtenzorról Földrengések fészekmechanizmusa A földrengéseket a felhalmozódott kőzetfeszültség vetők menti kioldódása okozza. A Földön a legtöbb földrengés lemezhatárok mentén pattan ki (plate boundary earthquakes) és csak kisebb részük fordul elő lemezeken belül (intraplate earthquakes). Ez utóbbiak, kis számuk ellenére, jelentős méretűek lehetnek. Ahhoz, hogy a földrengéseket létrehozó vető menti elmozdulásokból a feszültségirányokra következtetni lehessen, a földrengések fészekmechanizmusát kell meghatározni. A módszer egy-egy hullámtípus első beérkezés-módusainak vizsgálatán alapul. A szeizmikus hullámterjedés térbeli mintázatát a vető menti elmozdulás típusa és geometriája szabályozza. Byerly 1926-ban ismerte fel, hogy a földrengésekhez kapcsolódó vető menti elmozdulás hatására négy térnegyedben, felváltva összehúzódást és tágulást tapasztalhatunk. Ezek a mozgások és térnegyedek az obszervatóriumokba bejövő hullámképek első beérkezéseinek irányai alapján ismerhetők meg. Byerly (1926) modellje szerint egy földrengésnek egy vetősíkja és az epicentrumban egy erre merőleges segédsíkból álló párja van (nodális síkok), amelyek a teret négy negyedre osztják (3.8. ábra). A segédsíknak nincs geológiailag értelme. A szeizmológia ezen meghatározások alapján ismerte fel, hogy a földkéreg a földrengéshez kapcsolódó vetők típusa szerint számos nagyobb régióra bontható, melyeket feltolódásos, oldalelmozdulásos és normálvetős feszültségi rezsim jellemez. Az elmélet ezért komoly lemeztektonikai jelentőséggel is bír. Globális földrengés adatbázis adatainak felhasználásánál figyelembe kell venni, hogy a szeizmikus hullámok nem egyenes vonal mentén terjednek a Föld belsejében. Byerly mutatott rá, hogy a szeizmikus hullám egyenes vonalban terjed a földrengés fészke köré képzelt egységsugarú gömbben (fokális gömb). Ez az egyenes a későbbi görbült sugárút érintője, melynek érintőszöge (i h ) viszonylag egyszerűen meghatározható:

35 dt sin ih = ao (3.5.1) d ahol az epicentrum és az obszervatórium távolsága fokokban, T a P hullám menetideje, a 0 pedig konstans. A földrengés fészkét elhagyó P hullámok által a fokális gömb alsó félgömbjéből kimetszett pontokat sztereografikus vetületben ábrázolják, megjelölve kompressziós vagy dilatációs eredetüket. Mivel a megoldás két teljesen azonos rangú nodális síkot szolgáltat, ezért más földtani és szeizmológiai információkat (pl. utórengések eloszlása) kell felhasználnunk a valós vetősík kiválasztásához. Brune (1970) felületi hullámokból származó megoldásokat javasolt a fészekmechanizmusok meghatározásra. Ez a technika elméleti és mért amplitúdó és fázis spektrum adatokat hasonlít össze. A fészekmechanizmus megoldások lokális vagy regionális szeizmológiai hálózat adataiból készülnek. Mindkét esetben a meghatározások hibájának legfőbb forrása az első beérkezés polaritásának leolvasása. A nodális síkok fontos 3.8 ábra A fészekmechanizmusok meghatározásánál a hipocentrum köré rajzolható fokális gömb alsó féltekéjének sztereografikus projekcióját használjuk, amelyen az első beérkezések polaritását tüntetjük fel. Az adatok segítségével elkülöníthetők a kompressziós és tenziós térnegyedek, valamint a P és T tengelyek. jellemzője, hogy a P hullám amplitúdója a síkok közelében lévő állomásokon kisebb a többi obszervatóriuméval összehasonlítva. A P és az S hullám amplitúdó aránya tehát jelzi, ha egy észlelő állomás a nodális sík közelében helyezkedik el. Abban az esetben, ha a főrengés nem elég erős, hogy egy területen túl észlelhető jelet hozzon létre, akkor a fő- és utórengések kompozit megoldását használják. Ehhez azonban feltételeznünk kell, hogy az utórengések is ugyanazon sík mentén történtek, mint a főrengés. Ez a gyakorlatban nem mindig valósul meg, ami az utórengések térbeli eloszlásában is megmutatkozik

36 Egy adott terület szeizmotektonikai viszonyainak pontos meghatározása nagyban függ a nodális síkok helyzetének meghatározásától, amely viszont függ az alkalmazott számítási technikától és a számításhoz használt földrengés adatsoroktól is. Fontos megjegyezni, hogy ez az egyetlen módszer, ahol a feszültség-magnitúdók mérése nélkül is következtehetünk a földrengést (feszültség kioldódását) létrehozó feszültségi rezsimre, azaz a tektonikai stílusra. Ennek rendkívüli jelentősége van egy terület jelenkori geodinamikájának elemzésénél. A Pannon-térségben is számos fészekmechanizmus megoldás ismert, amelyek segítségével felvázolhatjuk a BAF tágabb tektonikai környezetének, a Pannon-medence litoszférájának feszültségi állapotát és a jellemző tektonikai stílusokat térképezhetjük (ld alfejezet). A feszültségi irányokat földrengés fészekmechanizmus meghatározásokból a következőképpen határozzák meg. A módszer Anderson (1951) megközelítését alkalmazza (2.7. ábra), amely szerint egy ép kőzet eltörése esetén létrejött konjugált vetőpár geometriailag kapcsolódik az őt létrehozó főfeszültségek irányához (S H, S h azimut), irányultságához (S V lehet σ 1, σ 2 vagy σ 3 ) és relatív magnitúdójához (R paraméter). A fészekmechanizmus meghatározások a vető menti elmozdulás irányát (vetősíkon csúszási vektor), a meghatározott P (nyomás) és T (húzás) tengelyek pedig a maximális rövidülés és minimális rövidülés (maximális nyúlás) irányát adják meg. A feszültségirányokat úgy kapjuk meg, hogy feltételezzük, hogy σ 1, σ 2 és σ 3 rendre a P, B és T tengelyhez esnek közel. Ez a feltételezés csak akkor érvényes, ha a földrengés egy törésektől mentes kőzetben jön létre. Ha azonban a már meglévő törések valamelyike mentén történik ismételt elmozdulás, s ez a gyakoribb eset, akkor a fészekmechanizmus megoldások nem tartalmaznak egyértelmű információt a főfeszültségek irányairól. McKenzie (1969) szerint ebben az esetben a főfeszültségek a megfelelő térnegyedben bármilyen irányt felvehetnek. A feszültségi irányok és a fészekmechanizmus megoldások között tehát gyakran nem egyértelmű a kapcsolat, ami komoly bizonytalansághoz vezethet. Ennek ellenére számos tanulmány azt mutatja, hogy regionális léptékben a fészekmechanizmus megoldások konzisztens eredményeket szolgáltatnak a maximális főfeszültség irányának meghatározásához (ld. 4. fejezet). Ezt szolgálja a fészekmechanizmus meghatározások során nyert adatok statisztikai feldolgozása is. Több rengés adatát felhasználva, a vetősík geometria (pl. dőlésirány, dőlésszög) és a csúszási (nyírási) vektor (pl. rake, pitch) ismeretében a klasszikus feszültséginverziót megoldva a regionális feszültségtér megfelelő pontossággal meghatározható. A módszert melynek elve és gyakorlati kivitelezése a vetőkarcok elemzéséhez igen hasonló a következő alfejezetben mutatjuk be. Egyik nagy előnye, hogy megfelelően nagy számú fészekmechanizmus megoldást felhasználva a lokális feszültség deviációk hatása kiátlagolódik. Mivel az inverzió során a főfeszültségek (σ 1, σ 2, σ 3 ) iránya és relatív nagysága (R paraméter) egyaránt meghatározásra kerül, a módszernek kiemelkedő szerepe van a feszültségi provinciák kijelölésében

37 A World Stress Map Project osztályozási rendszere alapján a fészekmechanizmus megoldásokból az alábbi logikai függvény alapján közvetlenül származtatható a feszültségi rezsim: Tengelydőlés ( pl - fokokban) P B T Rezsim S H azimut pl 52 pl 35 NF B tengely azimut 40 pl 52 pl 20 NS T tengely azimut + 90 pl<40 pl 45 pl 20 SS T tengely azimut + 90 pl 20 pl 45 pl<40 SS P tengely azimut pl pl 52 TS P tengely azimut pl 35 pl 52 TF P tengely azimut ahol P, B, T rendre a maximális, közbülső és minimális rövidülés meghatározott tengelye, pl a tengelyek vízszintessel bezárt szöge (Zoback, 1992). A rendszer definiálja a három Anderson-féle feszültségtér típust (tágulásos v. tenziós NS; eltolódásos SS és feltolódásos v. kompressziós TF); illetve ezek kombinációját (transztenziós NS és transzpressziós TS terek). A fenti közelítéssel élve a térben tetszőlegesen orientált feszültségi ellipszoid esetén is becsülhető a tektonikai stílus. A földrengések fészekmechanizmus megoldása más mélységtartományból (jellemzően 3-5 km-nél mélyebbről) szolgáltat feszültség adatokat, mint a többi meghatározási módszer (jellemző furólyuk mélység, <5km). A felszínközeli és a kéreg mélyebb részén tapasztalt feszültségi viszonyok összekapcsolása igen problematikus lehet. Ez részben a litoszféra reológiai (kőzetmechanikai) rétegzettségének a következménye. A szeizmoaktív törések felszíni azonosítása (vetítése), a szerkezeti és kinematikai kapcsolatok tisztázása szintén nehéz feladat. További probléma, hogy a földrengések epi-, és hipocentrumainak térbeli pozicionálása több kilométeres hibával terhelt. Erre megoldást a megfelelő érzékenységű mikroszeizmikus monitorozó hálózatok üzemeltetése jelenthet Feszültség-meghatározás szerkezeti megfigyelésekből A feszültség-meghatározások egy külön csoportját képezi a geológiai deformációs jelenségek megfigyelése szerkezetföldtani, térképezési módszerekkel. A terepen észlelt deformációból indirekt módon következtetéseket lehet levonni az őket kialakító feszültségtérre. Nagy skálájú megfigyelések lehetnek például a vulkáni kürtők és telérek irányultsága (Nakaruma et al., 1977), ahol a legkisebb horizontális feszültség merőleges lehet a szerkezetek átlagos

38 irányára. Nagyléptékű oldalelmozdulások irányultságából is nyerhetünk durva közelítést a főfeszültségek irányaira. Ez pontosítható az eltolódásokhoz kapcsolódó egyéb jelenségek (Riedel törések, normál vetők és feltolódások, repedések) megfigyelésével, értelmezésével. Mikrotektonikai megfigyelésekkel, azaz vetőkarc elemzéssel is jól becsülhető a töréseket, vetőket létrehozó feszültségtér. A módszer a jelenkori tér meghatározására azonban csak korlátozottan alkalmazható, hiszen igen fiatal (negyedidőszaki, holocén) kőzetek deformációját (vetőkarc) kell kimérnünk. A Pannon-medencében erre csak igen korlátozottan van lehetőség részben a feltártsági viszonyok, részben a fiatal üledékek gyakori hiánya vagy kondenzált volta, részben pedig azok litológiai sajátságai (konszolidálatlan üledékek) miatt. A módszer ezért inkább paleofeszültségterek rekonstrukciójához és a földrengések fészekmechanizmusának elemzéséhez használatos. A vetőkarcok ill. a feszültségtér inverziójának módszertana Anderson (1951) elméletén alapul, amely szerint a főfeszültség irányok és a létrejövő vetők típusa (kinematikája) között jól meghatározott kapcsolat van, elkülönítvén a feszültségi rezsimek három fő típusát (2.5. alfejezet, 2.7. ábra). Így tehát, ha egy vető menti elmozdulás irányát ismerjük (pl. mikrotektonikai bélyegek 3.9. ábra A fontosabb mikrotektonikai bélyegek és a maximális horizontális főfeszültség (S H ) iránya. 1: vető sík, 2: vetőkarcok, 3: tektonikai sztilolitok, 4: aszimmetrikusan ellépő szintektonikus kristály, 5: kisléptékű pull-apart jelenség, 6: tektonikus hasadék (joint), 7: falra merőlegesen növő kristályok tenziós hasadékokban. alapján, 3.9. ábra), akkor következtethetünk a deformációt létrehozó főfeszültségirányokra. Az inverzió pontos megoldását több tényező is kedvezőtlenül befolyásolhatja. A vetők gyakran nem homogén térben alakulnak ki, vagy a feszültségi ellipszoid egyik főtengelye nem függőleges. Előfordulhat az is, hogy az új feszültségtér hatására kialakult új törések felülírják a régieket. A feszültségtér meghatározása tehát sok bizonytalanságot foglal magában, ezért csak nagyszámú mérésből, statisztikus módszerekkel lehet az inverziót elvégezni

39 Alapvető kérdés egy adott feltárásban a megfigyelhető kinematikai indikátorok időbeli szétválogatása, hiszen egy idősebb szerkezeti eseményt egy fiatalabb követhet (többfázisú szerkezetfejlődés). A vetők menti elmozdulások irányát alapvetően a vetőlapon található lineációk (általában vetőkarc) orientációjának mérésével, földrengések esetén azok fészekmechanizmus megoldásából kaphatjuk meg. A csúszási irányok meghatározásából a deformációt létrehozó feszültségtenzor számolható. Az inverziók jelentős része Wallace (1951) és Bott (1959) alábbi kritériumrendszerén alapul: - egy tektonikai fázis során aktiválódott vetők mentén az elmozdulások függetlenek; - a vető menti csúszás a maximális nyírási feszültség irányában jön létre; - a terepen észlelt szerkezetek létrejötte alatt a feszültségtér homogénnek tekinthető; - a vetőlapok síkok és végtelen kiterjedésűek; - a vetők menti elmozdulások kicsik; - a vetőblokkok merevek és a blokkok nem forognak. A Wallace-Bott kritériumrendszert alkalmazó inverziós módszerek komoly hátránya, hogy a természetben a fenti kritériumok jelentős része nem teljesül. Számos tanulmány azonban kimutatta (pl. Gephart és Forsyth, 1984; Rebaï, 1992), hogy a számolt és tapasztalt vető menti elmozdulás különbsége 10 fok alatt van. A kritériumrendszer, mint első rendű közelítés tehát megállja helyét. A Pannon-medencében legelterjedtebben Angelier (1979, 1984, 1990) inverziós módszerét alkalmazták (ld. Bada, 1999; Fodor et al., 1999), amelynek alapja az, hogy a vetőmenti egységnyi nyírásvektornak (τ) párhuzamosnak kell lennie az egységnyi csúszásvektorral (s). Más szóval feltételezzük, hogy a terepen mért vetőkarc a vetőn ébredő maximális nyírási feszültség irányába esik. A valóságban ez általában nem teljesül, ezért különböző inverziós eljárásokat dolgoztak ki a két vektor közötti különbség minimalizálására. Az optimumfeladat megoldása eredményeként az adott terület (feltárás, lokális, regionális skálán) legvalószínűbb feszültségterét, azaz a főfeszültségek irányát és azok relatív nagyságát (R paraméter) kapjuk. A probléma egyik numerikus megoldását Angelier (1979, 1984) adta, a két vektor közötti szög (α k ) minimalizálásával: S 1 = K p k k = 1 2 k sin α (3.6.1) ahol k a vetőlap száma, K a mérések száma, p k pedig a mérés súlya. A fenti módszert földrengésekre Gephart és Forsyth (1984) alkalmazta először. Az elv ugyanaz: a fészekmechanizmus megoldás során számolt vető orientációját, a csúszásirányt és a csúszás értelmét felhasználva, mindig több megoldást felhasználva következtetünk a feszültségi ellipszoidra. Az analízis alapja tehát Bott

40 (1959) feltételezése, miszerint a földrengés kipattanása során a vetőmenti csúszás a maximális nyírófeszültség irányába esik. Ezzel a feltételezéssel, és azzal a ténnyel, hogy a csúszás több különböző orientációjú vetőn is létrejött, viszonylag jól leszűkíthető azon feszültségtenzorok száma, amelyek ezeket az elmozdulásokat létrehozhatták. A hangsúly hasonlóan a vetőkarc elemzéshez itt is a statisztikailag megfelelő mennyiségű adat elemzésén van. A csúszás irányában álló egységvektort négy független paraméter határozza meg. Ezek a három főfeszültség iránya és az R paraméter, a három főfeszültség magnitúdójából képzett arány. Az inverziós eljárással az összes feszültségtenzor meghatározható, amely a megadott hibahatáron belül kielégíti a kiindulási paramétereket. A módszer használatával hibaanalízisre is lehetőség nyílik, az eredmények konfidencia határa megadható Feszültség-meghatározási technikák minőségi osztályai Olyan világméretű adatrendszereknél, mint a World Stress Map Project, elengedhetetlen volt minden egyes adat típushoz ill. kategóriához egy osztályozási rendszert kidolgozni, ezáltal az adatrendszert homogenizálni, az adatokat összevethetővé tenni. A Zoback és Zoback (1989) által kidolgozott osztályozási rendszerrel a kiértékelt adatok egyértelműen besorolhatóak öt minőségi osztályba, A-tól (legjobb minőség) E-ig (legrosszabb minőség). A következőkben táblázatszerűen bemutatjuk a különböző feszültség-meghatározási technikákhoz tartozó osztályozási rendszereket, amelyek a hazai gyakorlatban is elterjedtek. A tanulmány keretében begyűjtött feszültségadatok a bemutatott táblázatok szerinti minőségi osztályokba vannak sorolva. Ez mutatja meg, hogy milyen súllyal vehető figyelembe az adott adat egy terület feszültség viszonyainak elemzése során

41 Hidraulikus rétegrepesztés Minőségosztály A Leírás - Egyetlen kútban 4 vagy annál több különálló rétegrepesztés adat, irányaik szórása <12, adatok 300 méternél mélyebbről származnak. - Két vagy több, egymáshoz földrajzilag közel eső kútból származó rétegrepesztések irányának szórása <12. B C D E - Egyetlen kútban 3 vagy annál több különálló rétegrepesztés adat van, irányaik szórása <20. - Egyetlen fúrólyukból származó rétegrepesztés irányok, 12 és 20 közötti szórással. - Egyetlen fúrólyukból származó rétegrepesztés irányok 20 és 25 közötti szórással. Amennyiben az irány a mélységgel változik, a legmélyebb mérések tekintendők érvényesnek. - Egy vagy két rétegrepesztés irány egyetlen fúrólyukban. - Egyetlen rétegrepesztés adat 100 méternél sekélyebb mélységből. - Olyan kutak adatai, ahol csak feszültség-magnitúdók lettek mérve, feszültségirány nem Fúrólyukfal kirepedések Minőségosztály A B C D E Leírás - Egyetlen kútban 10, vagy annál több különálló kirepedés, irányaik szórása <12, és/vagy az együttes hosszúságuk nagyobb, mint 300 méter. - Két vagy több egymáshoz földrajzilag közel eső kútból származó kirepedések együttes hosszúsága nagyobb, mint 300 méter, irányaik szórása <12. - Egy fúráshoz legkevesebb 6 különálló kirepedés tartozik maximum 20 -os szórással, és/vagy 100 méter együttes hosszúsággal. - Legkevesebb 4 különálló kirepedés maximum 25 -os szórással, és/vagy 30 méter együttes hosszúsággal - Négynél kevesebb fúrólyukfal kirepedés, nincs konzisztens irány 30 méternél kisebb együttes hosszúsággal; vagy az irányok szórása >25. - Nem jelölhető ki megbízható kirepedés egy fúrólyukban; vagy a kijelölhető irányok oly mértékben szórnak, hogy nem lehet egy szignifikáns irányt meghatározni, szórásuk >

42 Ráfúrásos feszültség-meghatározás Minőségosztály A B C D Leírás - Két vagy több fúrólyukból származó konzisztens meghatározások (szórás <12 ), legalább két átmérő távolságban a feltárás falától és távol minden ismert helyi zavaró tényezőtől; mélység >300 méter. - Több konzisztens mérés (szórás <20 ) egy vagy több fúrásból két átmérő távolságban a feltárás falától; mélység >100 méter. - Két vagy több egymáshoz közeli helyszínen végzett több felszínközeli (5-10 méter mély) mérés átlaga, szórás <25. - Több mélybeli (100 méternél mélyebb) mérés 20 és 25 közötti szórással. - Felszínközeli mérések (mélység < 5m), 15 -nál nagyobb szórással. - Egyetlen mélybeli mérés. - Több mélybeli mérés, szórás >25. E - Egyetlen mérési helyen felvett több adat, szórás > Földrengések fészekmechanizmusának meghatározása Minőségosztály A B C D E Leírás - Földrajzilag közeli, négy vagy több esemény fészekmechanizmus megoldása, P tengely átlagolás vagy hagyományos inverzióból (legalább egyik magnitúdó >4, a többi magnitúdó pedig >3). - Jól meghatározott, egyetlen esemény fészekmechanizmus megoldása (magnitúdó >4,5) vagy két jól meghatározott esemény megoldásának átlaga (magnitúdó >3,5); első beérkezésekből vagy egyéb meghatározási módszerekből. - Egyetlen esemény első beérkezésből származó fészekmechanizmus megoldás; magnitúdó >2,5. - Jól meghatározott, kompozit megoldások átlaga. Magnitúdó >2. - Egyetlen kompozit megoldás. - Gyengén meghatározott egyetlen esemény megoldása. - Egyetlen esemény fészekmechanizmus megoldása; magnitúdó <2,5. - Jelentős történelmi földrengés megbízható fészekmechanizmus meghatározás nélkül. - P, T és B tengelyek irányának mindegyike bizonytalansággal terhelt. - P és T tengely iránya bizonytalansággal terhelt

43 4. AZ EURÓPAI FESZÜLTSÉGTÉR JELLEGE ÉS EREDETE 4.1. Bevezetés A litoszférában illetve annak felső részében, a kéregben uralkodó feszültségtér meghatározása s az adatok értelmezése az elmúlt két-három évtized során fontos kutatási területté vált. Eleinte feszültségirányok meghatározására csak a szeizmikusan aktív területeken volt lehetőség, ahol a földrengések fészekmechanizmus-megoldásai alapján a tenziós és kompressziós tengelyek iránya számítható volt. Később Bell és Gough (1979) módszere segítségével a mélyfúrások falának kirepedéseit vizsgálva szeizmikusan inaktív területeken, főként üledékes medencékben is lehetségessé vált a horizontális feszültségirányok kijelölése. A tektonikai vizsgálatokban komoly áttörést jelentett a World Stress Map Project, amely azt tűzte ki célul, hogy a Föld különböző pontjain különféle eljárásokkal mért vagy meghatározott feszültségadatokat összegyűjtse, egységes szempontok alapján osztályozza, és szabadon hozzáférhetővé tegye minden kutatás számára (pl. Zoback et al., 1989; Zoback, 1992). Az adatbázis felhasználásával elvégzett elemzések egyértelműen kimutatták, hogy a különböző litoszféralemezek jelentős területei egységes horizontális feszültségiránnyal jellemezhetőek. Ezen irányok alapján kijelölhetőkké váltak a konzisztens feszültségállapottal jellemezhető regionális feszültségi vagy tektonikai provinciák. Nagyon fontos eredménye volt a projektnek annak felismerése is, hogy a lemezek belső területei főként kompressziós állapotban vannak. Ez alól kivételt a magas területek (hegységek) jelentenek, amelyekben megnövekedett gravitációs potenciális energiájuk hatására valós tenziós feszültségek lépnek fel. Mindezen megfigyelések együtt azt mutatják, hogy a litoszféra feszültségállapotát elsősorban a lemezhatárok között fellépő kölcsönhatások határozzák meg, emellett másodlagosan a litoszféra belső inhomogenitásai (pl. topográfia, változó sűrűség) is hatással vannak rá. Európát első közelítésben a legfiatalabb tektonikai aktivitás kora alapján két fő vonulatra oszthatjuk: a prekambriumi Fennoszarmácia kratonra és a fanerozoikumi orogének övére (4.1. ábra). Fennoszarmácia nyugati határát egy késő prekambriumi korú zóna, a Transz-Európai-szutúra jelöli ki, amely a leghangsúlyosabb, az egész európai litoszférát átszelő geológiai határ. Több mint 2000 kilométeren keresztül követhető az Északi-tengertől a Fekete-tengerig (ld. Pharaoh, 1999). A kraton keleti határa az Urál, déli határa az Urál déli csúcsától a Kaukázus északi pereméig tart, míg északon a Kaledonidák skandináviai ága határolja. Ebbe az egységbe tartozik a Balti-pajzs és a Kelet-Európai Platform

44 4.1. ábra Európa fő tektonikai egységei

45 Fennoszarmácia körül húzódnak a fanerozóos orogének: (1) a korai paleozoikumi Kaledonidák Skandináviában és a Brit-szigeteken; (2) a késő paleozoikumi Variszkuszi hegységképződés elemei: a Mezeta a Pireneusifélszigeten, a Massif Central, az Ardennek, a Vogézek, a Fekete-erdő, a Csehmasszívum és a Szudéták, a Rajnai-masszívum, az Armorica-masszívum; (3) a késő mezozoikum és a kainozoikum során kialakult Alpi öv, azaz a Pireneusok, az Appenninek, az Alpok, a Kárpátok, a Dinaridák és a Hellenidák orogén vonulatai. Ez a felosztás a litoszférában uralkodó mai feszültségek irányát tekintve nem irányadó. Az 4.2. ábrán jól megfigyelhető, hogy Európa területén több olyan provincia kijelölhető, ahol a legnagyobb horizontális feszültségirányok körülbelül azonos irányba állnak, függetlenül attól, hogy milyen korú tektogenezisen ment át az adott régió. Nyugat-Európa területére az Alpoktól és a Pireneusoktól északészaknyugatra egészen Dániáig nagyjából ÉNy-DK irányú kompresszió jellemző. A Skandináv-félsziget és Finnország területére már inkább a NyÉNy- KDK irány jellemző, akárcsak az Északi-tengerre Norvégia partjai mentén. Ezeket a részeket tekinthetjük Európa stabil, egységes feszültségtérrel jellemezhető vidékeinek. Európa többi részét vizsgálva viszont nem tudunk olyan nagyobb, egybefüggő provinciákat kijelölni, amelyekben ne változna lényegesen a feszültségtér iránya és jellege. Az Égei-tenger és partvidéke, Nyugat-Anatólia, a Pireneusi-, és Appennin-félsziget, Szicília, a Dinaridák, az Alpok, a Kárpátok és a Kárpátmedence mind-mind olyan területek, ahol a feszültségtér iránya kis távolságokon belül igen nagy változékonyságot mutat. Az előző esetben vagyis a stabil feszültségtérrel jellemezhető Nyugat-Európa területén a feszültségek forrásának meghatározása viszonylag egyszerű, főként a lemezhatárokon lejátszódó folyamatok hatása érvényesül. Az utóbbi esetben a ma is aktív alpi orogének területén összetettebb kérdés a feszültségtér változékonyságáért felelős folyamatok felderítése. Ezeken a területeken a World Stress Map Project adatbázisának folyamatos bővülése, a számítógépes modellezés fejlődése és a feszültség meghatározására szolgáló módszerek pontosságának növekedése miatt újabb és újabb vizsgálatokat érdemes elvégezni, mivel így egyre részletesebben és nagyobb megbízhatósággal ismerhetjük meg a megfigyeléseket magyarázó folyamatokat. Ezért úgy gondoljuk, hogy vizsgálataink céljának jobban megfelel, ha Európát stabil és mobil részekre osztjuk. Ebben a fejezetben Európa egyes területein uralkodó feszültségi állapotot és azok okait mutatjuk be. Ennek során néhány kifejezést többször rövidített formában fogunk használni: S H a legnagyobb horizontális feszültség, S h a legkisebb horizontális feszültség, S V a függőleges feszültség, σ 1, σ 1 és σ 3 pedig rendre a legnagyobb, közepes és legkisebb főfeszültséget jelenti (σ 1 σ 1 σ 3 ) (ld. 2. fejezet)

46 4.2. Stabil Európa Nyugat-Európai provincia Európa nyugati részén (4.2. ábra) és ez alapvetően igaz egész Európára a feszültségteret két markáns folyamat hatása alakítja ki: északról és nyugatról az Atlanti-hátságtól való távolodás, dél felől pedig az Afrikai és Eurázsiai lemez között lejátszódó kontinentális kollízió. A Nyugat-Európai provinciába sorolható területen, azaz az Alpoktól és a Pireneusoktól északra, nagyjából Dániáig illetve Lengyelországig, az S H átlagos iránya 145 ±25 (Müller et al., 1997). Ez a provincia tekinthető talán a legjobban ismertnek, hiszen a földrengések fészekmechanizmusán alapuló feszültségirányokon túl itt található a legtöbb közvetlen feszültségmérés is. Ezen a területen is igaz az, hogy az adatok egyenkénti elemzése esetenként félrevezető lehet, mert megvan annak az esélye, hogy egy adott helyen elvégzett feszültségmérés nem a területen jellemző regionális értéket mutatja, hanem valamilyen helyi hatás függvényében megváltozik. A térkép pontosan illusztrálja ezt az állítást, hiszen egymáshoz szoros közelségben találhatók rajta normálvetős (NF), oldalelmozdulásos (SS) és feltolódásos (TF) tektonikára utaló eredmények. A helyi hatások kiszűrése végett statisztikai elemzést kell végezni amennyiben ezt az adatok mennyisége lehetővé teszi. A Nyugat-Európai feszültségprovincia vizsgálata során Müller et al. (1997) megvizsgálta a területre eső feszültségindikátorok eloszlását, és azt találta, hogy azok 49 százaléka oldalelmozdulást (SS), 30 százalékuk normálvetős (NF) komponenst is tartalmazó mozgást, míg 21 százalékuk feltolódásos (TF) tektonikára utaló elmozdulásokat mutatott. Amennyiben a földrengések elemzéséből származó irányokat kizárta a vizsgálatból, az adatok túlnyomó része feltolódást jelzett. Ennek magyarázata az lehet, hogy míg a földrengések a kéreg nagyobb mélységeiben uralkodó feszültségtérről adnak információt, az egyéb technikák (pl. ráfúrásos feszültségmérés, hidraulikus rétegrepesztés) csak a felszínközeli tartományokat képezik le, ahol a rétegterhelésből adódó függőleges feszültségek hatása jóval alárendeltebb. A Nyugat-Európai feszültségprovincia két dologban markánsan különbözik a többi európai területtől. Egyrészt normálvetős feszültségek figyelhetők meg alacsony topográfiával jellemezhető területeken is. Másrészt ezek a normálvetős régiók nem csak egy helyre koncentrálódnak, hanem az egész provinciában megtalálhatók, sőt egyes területeken ezek válnak dominánssá. Jól megfigyelhető ez Franciaország déli részén (4.3. ábra), ahol a Rhône völgyében és a Massif Central déli részén jellemzően normálvetős a feszültségtér, míg a Massif Centraltól nyugatra már egy kevert normálvetős-oldalelmozdulásos feszültségteret figyelhetünk meg

47 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében 4.2. ábra A legnagyobb horizontális feszültség iránya Európában (Reinecker et al., 2004). NF: normál vető; SS: oldalelmozdulás; TF: feltolódás; U: ismeretlen

48 Az ilyen kevert feszültségállapottal jellemezhető területeken a maximális főfeszültség (σ 1 ) hol a legnagyobb horizontális feszültséggel (S H ), hol pedig a vertikális feszültséggel (S V ) egyezik meg. Mivel ez a váltakozás a különböző feszültségindikátoroknál egyaránt megfigyelhető vagyis a mélybeni és a felszínközeli feszültségállapotra egyaránt igaz, az oka az lehet, hogy az S H és az S V közel azonos magnitúdójú. Emiatt a feszültségi magnitúdók akár kismértékű ingadozása is a tektonikai stílus, a feszültségi rezsim gyors laterális megváltozását vonhatja maga után. A Nyugat-Európai feszültségprovincia esetében is igaz az a tétel, hogy a lemeztektonikai erők jelentik a feszültségek elsőrendű forrását (Gölke és Coblentz, 1996). A meglehetősen homogén S H irányt az Közép-Atlanti hátság nyomóereje ( ridge push ) és az Afrika és Eurázsia között zajló kontinentális ütközés kompressziója alakította ki, ám az egyes feszültségrezsimek váltakozását, valamint a normálvetős feszültségi állapot kialakulását egy mérsékelt topográfiájú területen ezen elsőrendű forrásokkal nem lehet megmagyarázni. A tektonikai erőkön kívül másodlagos hatások is alakítják a feszültségteret. A litoszféra rugalmas erejének és a sűrűséganomáliák következtében kialakuló felhajtóerőnek köszönhetően az elsőrendű tér irányában és amplitúdójában kisebb perturbációk jelennek meg, amelyek nagysága az elsőrendű és a másodrendű tér viszonyától függ. Terhelés hatására a litoszféra meghajlik, s eközben feszültségek lépnek fel, melyek nagy területeken, akár néhány száz kilométeres távolságban is, módosíthatják a kéregbeli feszültségeket (Cloetingh és Burov, 1996). A kéregbeli sűrűséganomáliák pl. sódómok vagy nagy sűrűségű vulkáni kőzetek hatására fellépő felhajtóerő inkább helyi hatású, ám a feszültségirányokat akár 90 -kal is megváltoztathatja. A Nyugat-Európai provincia esetében azonban nem igazolható egyértelműen a másodrendű tér hatása. A litoszféra szerkezetében mutatkozó jelentős kontrasztokkal jellemezhető területek pl. az Alpok vagy az Eurázsiai lemez nyugati, passzív pereme a provincián kívül esnek. A litoszféra rugalmas meghajlásából eredő hatások esetleg módosíthatják a feszültségteret, és részben magyarázhatják a 25 szórást S H irányában. Ellentmond viszont ennek az, hogy egyes nagyléptékű tektonikai szerkezetek, mint amilyen a Felső-Rajna-árok, nincsenek hatással a regionális feszültségirányra. A fentiek alapján Müller et al. (1997) egy olyan geodinamikai modellt javasolt, amely szerint a Nyugat-Európai provincia felső kérge kisebb darabokból, mozaikszerűen épül fel, s ezen darabok a köpenytől függetlenül mozognak. Az elmélet szerint a nyugat-európai kérget közel függőleges törési zónák mentén érintkező darabok építik fel, amelyek a duktilis alsó kéreg mentén elválnak a felső köpenytől, és a kinematikai csatolás megszűntével a köpeny és a kéreg mozgása függetlenedik egymástól. A kéregdarabok a regionális kompresszió hatására elmozdulnak, elfordulnak. Belsejükben az Atlanti-hátság és a kontinens-kontinens ütközés hatására fellépő feszültségirányok uralkodnak, ám a határaikon attól

49 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében 4.3. ábra A legnagyobb horizontális feszültség iránya Franciaországban (Reinecker et al., 2004). NF: normál vető; SS: oldalelmozdulás; TF: feltolódás; U: ismeretlen. függően, hogy azok hogyan helyezkednek el a regionális feszültségtérhez képest kompressziós, extenziós és oldalelmozdulásos tektonikai folyamatok egyaránt lejátszódhatnak. A Nyugat-Európai provinciában uralkodó ÉNy-DK irányú SH főként oldalelmozdulást hoz létre az ÉÉK vagy NyÉNy csapásirányú törési zónák mentén, ugyanakkor normálvetők alakulnak ki az SH-val párhuzamos csapásirányú zónákban. Ez a hármas viselkedés kompresszió a kéregdarabok belsejében és oldalelmozdulás vagy extenzió a peremeken megmagyarázhatja az általános kompressziós feszültségek ellenére megfigyelhető változatosságot a NyugatEurópai feszültségprovinciában és, ebből fakadóan, a tektonikai stílusban

50 Fennoskandinávia és Dánia A dániai feszültségirányokat (4.4. ábra) vizsgálva jól megfigyelhető, hogy azokban megjelenik ugyan az ÉNy-DK S H irány, ám nagyon nagy az irányok szórása. Joggal tekinthetjük Európának ezen részét egyféle átmeneti zónának. Az Északi-tenger Dániához tartozó részein közel harminc mélyfúrásban elvégzett elemzések (Ask, 2004) alátámasztják ezt az elképzelést. A 0,9-4,7 km mélységtartományban elemzett lyukfal-kirepedésekből számított legnagyobb horizontális feszültség iránya ±77 szórást mutat, az S H irányok korrelációt mutatnak a fúrások által harántolt geológiai formációkkal. A legfiatalabb (felső paleocén holocén) üledékekben nagyon nagy az irányok szórása. A horizontális feszültségtér enyhén anizotróp, azaz nincs markáns különbség a minimális és maximális feszültségértékek között, s a feszültség irányát alapvetően lokális jelenségek, sódómok, vetők és kőzetfizikai paraméterek határozzák meg. Az idősebb üledékek (felső kréta dániai) túlnyomásosak, ennek következtében közel izotróp horizontális feszültségtér alakult ki. Ez azt jelenti, hogy a vízszintes síkban minden irányban hasonló a feszültség nagysága, miáltal nem jelennek meg kirepedések a lyukfalon. Továbbá a túlnyomásos rétegek mechanikailag elválasztják az alattuk és felettük fekvő kőzeteket, részben megakadályozva ezzel a mélyebben fekvő kőzetekben uralkodó feszültségek felfelé terjedését. A legidősebb üledékes kőzetekben (rotliegendi alsó kréta) kevesebb kirepedés mutatható ki, mint a legfiatalabb összletben, részben izotrópia, részben pedig túlnyomás miatt. Ahol mégis elemezhető kirepedések alakultak ki, az S H iránya nagyjából homogén ÉNy-DK. A fenti megfigyelések a feszültségtér jelentős vertikális és laterális deviációira utalnak Dánia környezetében. Az Északi-tenger és a Barents-tenger Norvégiához tartotó területein mélyített fúrások falának kirepedését vizsgálta Gölke és Brudy (1996). Norvégia déli csúcsánál, a Központi-árokban a feszültségirányok jelentős szórást mutatnak, az S H azimutja 97 K±52. Ez hasonló eredmény, mint amiről Ask (2004) számolt be. Északabbra haladva a Viking-árok területén a legnagyobb horizontális feszültség iránya kissé elfordul: 78 K±38. A 65 É szélességi kör közelében található a Møre- Vøring terület, ahol tovább követhető a feszültségtér rotációja. Az S H iránya 128 K±43. Az Északi-tenger norvégiai részén megfigyelhető nagy szórás a feszültségirányok meghatározásánál arra mutat, hogy a regionális trendet helyi hatások úgy módosítják, hogy közel izotróp horizontális feszültségtér alakul ki, s ennek következtében nagyon bizonytalanul számíthatók a fő irányok. A Barentstengeren mért adatokat is figyelembe véve ahol az S H iránya 177 K±47 azt biztosan megállapíthatjuk, hogy észak felé haladva a legnagyobb horizontális feszültség iránya az óramutató járásával megegyező irányban fordul, s közel kelet-nyugatiból észak-délivé válik. Fennoskandinávia területén (4.4. ábra) megtalálhatók a Balti-pajzshoz tartozó proterozóos elemek, a korai paleozoikumi Kaledonidák, valamint az Északi-tenger kréta korú riftjei (pl. Viking-árok). A különböző korú tektonikai egységeket jól

51 azonosítható határok választják el egymástól. Fontos eleme a terület földtani értelemben vett közelmúltbeli fejlődésének az, hogy mintegy 9000 évvel ezelőtt eltűnt a vastag jégtakaró, miáltal az addig lesüllyedt litoszféra izosztatikus okok miatt emelkedni kezdett. Az emelkedés mai sebessége a Botteni-öböl északi részén eléri az évenkénti 9 millimétert is, és nagyjából Norvégia és Svédország déli csúcsánál, illetve Dánia északi területein csökken nullára. Fennoskandinávia északi területein nagy intenzitású földrengéseket produkáló aktív vetőket azonosítottak, melyek kora közvetlenül a jégtakaró eltűnését követő időszakra tehető. A földrengések fészekmechanizmusát vizsgálva (Gregersen, 1992; Lindholm, 2004) megállapítható, hogy Fennoskandinávia déli részein a legnagyobb horizontális feszültség nagyjából homogén módon NyÉNy-KDK irányba mutat. A mélyebb tengeri területeken feltolódásos rengések dominálnak, míg a szárazföldön kipattanó rengések főként normálvetős feszültségállapotot tükröznek. A mélyfúrásokban és bányákban elvégzett feszültségmérések korántsem mutattak olyan konzisztens irányt, mint a mélyebben kipattant földrengések. Az összes meghatározást figyelembe véve az S H iránya 120 K±45. A főbb tektonikai egységeket elválasztó határok nem módosítják érdemben az általánosan érvényes feszültségirányokat. A posztglaciális vetők környezetét vizsgálva Gregersen (1992) arra a következtetésre jutott, hogy napjaink kis földrengései nem a nagy vetőkön, hanem azok közelében pattannak ki. Ezt azzal magyarázza, hogy az eljegesedés során a jégsapka elősegítette a tektonikus feszültségek felhalmozódását, majd a jég visszahúzódásakor a tárolt feszültségek a litoszféra gyors, izosztatikus felemelkedéséből adódó feszültségekkel együtt igen nagy földrengéseket okoztak. Mára a jégkorszak alatt felhalmozódott feszültség elenyészett, s hatása nem mérhető. Észak felé haladva a legnagyobb horizontális feszültség iránya fokozatosan elfordul, a Barents-tenger területén már É-D-i irány azonosítható (Gölke és Brudy, 1996; Lindholm, 2004). Ezen a szakaszon a posztglaciális kiemelkedés mely az emelkedő részeken tenziót, míg a környező részeken kompressziót okoz hatása kiegészíti az óceánközépi hátságok és az Afrika-Eurázsia határ felől érkező kompressziós erőket. További módosító hatása lehet az általános feszültségtérre a lokális hatásoknak is: a kontinentális peremre merőleges irányban olyan nagy mértékben változik a kőzetek sűrűsége, hogy ez képes megváltoztatni a legnagyobb horizontális feszültség irányát (Gölke et al., 1996). Hasonló hatást váltanak ki a tengerfenék kiemelt helyzetű területei is. A kiemelkedő részek megnövekedett gravitációs potenciáljuk miatt szétterülni törekszenek, ezzel kompressziós feszültségeket keltve a környezetükben, melyek egyaránt fokozni tudják S H és S h nagyságát, attól függően, hogy a helyi szerkezeti vonalak milyen szöget zárnak be a szétterülésből eredő nyomás irányával (Gölke et al., 1996)

52 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében 4.4. ábra A legnagyobb horizontális feszültség iránya Fennoskandináviában (Reinecker et al., 2004). NF: normál vető; SS: oldalelmozdulás; TF: feltolódás; U: ismeretlen

53 Lengyelország és a Kelet-Európai Platform Amint a 4.2. ábrán is látható, a Kelet-Európai-platformon vagyis Lengyelország északkeleti része, a Baltikum, Ukrajna nagy része és Oroszország Uráltól nyugatra eső területei nagyon hiányosak a feszültségtérre vonatkozó ismereteink. A térkép tanúsága szerint gyakorlatilag csak Lengyelország területéről ismerünk feszültségirányokat. Kivételt a Kelet-Európai-platform közepén, Nyizsnij Novgorod (kb. 44 K56 É) közelében mélyített Vorotilov fúrás jelent, amelyben a lyukfal kirepedéseit vizsgálva sikeres feszültségiránymeghatározást végeztek (Huber et al., 1997). A több mint 4 km hosszú szakaszon elvégzett elemzések alapján 137 K±15 irányú S H jelölhető ki. Lényegesen jobban ismert a feszültségtér iránya Lengyelország egyes területein (Jarosiński, 1998, 2004). Lengyelország területén több különböző nagytektonikai egység is megtalálható. Déli részén a Kárpátok vonulatai húzódnak, melynek előterét a Felső-Sziléziai-, és Małopolska-masszívumok alkotják. Ezeket a területeket a tanulmányunk más alfejezeteiben tárgyaljuk. Észak felé haladva egyaránt megtalálhatók a Fennoszarmáciához tartozó Kelet-Európaiplatform és az Európa fiatalabb részeit jelképező paleozóos platform kőzetei is. A két platformot a Transz-Európai-szutúra választja el egymástól, melyet Legyelországban a Teisseyre-Tornquist zóna (TTZ) képvisel. A perm és mezozoikum során a TTZ felett alakult ki a Lengyel-medence (Közép-Lengyelárok), amelyben mintegy 10 km üledék halmozódott fel, közte több mint 1000 m evaporit (Zechstein). Jarosiński (2004) 62 mélyfúrásban elemezte a lyukfal kirepedéseinek irányát. Eredményei szerint Lengyelország területét hét szerkezeti zónára lehet osztani, amelyből kettő a Kárpátokba, öt pedig a Kárpátok előterére, a proterozoikumi és paleozoikumi platformokra, illetve az őket elválasztó TTZ területére esik. Az egyes zónákban meghatározott S H irányok alapján az európai előteret három nagyobb egységben lehet tárgyalni: a Kelet-Európai-platform (KEP), a Teisseyre-Tornquist zóna (TTZ) és a Szudéták előtere. A KEP legdélebbi peremén mélyült fúrásokban rendkívül stabil, egynemű 2-9 K±9 kompressziós irányokat sikerült meghatározni. A kirepedések mennyisége és minősége jelentős különbségre utal az S H és az S h magnitúdója között. Észak felé haladva hasonló, 3-13 K±14 irány figyelhető meg, ám csökken a differenciális feszültség. A KEP Balti-tenger alatti területein az S H iránya elfordul, azimutja (ÉÉNy-DDK), és az egyes mélyfúrásokban meghatározott irányok kevésbé egységesek, mint a KEP szárazföldi részein. A KEP nyugati peremén, a TTZ közelében az S H ÉNy-DK irányúvá válik. A TTZ Balti-tengeri részén a legnagyobb horizontális feszültség iránya egybeesik az erősen tektonizált TTZ irányával. A feszültség iránya a mélységgel nem változik, ám a TTZ és a KEP határánál uralkodó 154 K azimut a zóna közepe felé haladva 142 K-re változik. A TTZ szárazföldi szakaszain gyakori az S H irányok változása a mélységgel: ÉNy-DK és É-D közötti értékeket vesz fel, olykor

54 még ÉK-DNy irányba is mutat. Ugyanakkor ezek a váltások véletlenszerűeknek tűnnek, így a markáns nyírási zónaként erősen zavart szerkezetű TTZ belső heterogenitásának tudhatók be. A Szudéták előterében két különböző feszültségteret sikerült kimutatni, melyeket a Zechstein korú só vastag rétegei választanak el egymástól. Az előtér északi részében, a só fölé települt mezozóos kőzetekben S H ÉÉK-DDNy vagy É-D irányt mutat az. A só alatti rétegekben viszont markánsan különböző, ÉNy-DK irány uralkodik. A lengyelországi adatok elemzéséből Jarosiński (1998, 2004) azt a következtetést vonta le, hogy a feszültségteret alapvetően a Közép-Atlanti-hátság ÉNy-DK irányú kompressziós hatása és a Kárpátok íve felől érkező ÉÉK-DDNy irányú kompresszió határozza meg. Ezt a regionális teret viszont nagyon megváltoztathatják lokális hatások: meredek dőlésű rétegződési síkok, az anyagi minőség markáns, horizontális változásai, a só jelenléte és a sótektonikához kapcsolható jelenségek. Ellenben nem mutatható ki a topográfia hatása, hiszen Lengyelország Kárpátokon kívüli területei nagyon enyhe domborzattal jellemezhetők. A KEP S H irányainak megváltozása délről észak felé haladva arra utal, hogy a déli peremeken még a Kárpátok felől ható kompresszió határozza meg teljes mértékben a feszültségteret, ám észak felé haladva ez a hatás csökken, és a hátságok felől érkező kompresszió egyre nagyobb szerepet kap. A két fő erő nagyjából a Kárpátok előtéri peremétől mintegy kilométerre lesz egyensúlyban. Ha feltételezzük, hogy a KEP belső területein uralkodó feszültségtér iránya a Vorotilov fúrásban kimutatottal egyezik, akkor várható, hogy Lengyelország keleti határain, a Baltikumban és Oroszországban szintén fokozatosan átfordul az S H iránya ÉNy-DK felé. A KEP Balti-tengeri részén és a TTZ belsejében a Közép-Atlanti-hátság kompressziós hatása a meghatározó tényező. A Szudéták előterében szintén a hátság felől ható erő lesz várhatóan domináns, amint azt a Zechstein só alatt fekvő kőzetekben kimutatott fúrólyukfal kirepedések igazolják is Mobil Európa Az Alpok Az Alpok láncolata az Adriai-mikrolemez és Eurázsia ütközése következtében alakult ki, a kréta tercier időszakban. A késő eocén oligocén során egy ideig lelassult a lemezek közeledése: ekkor alakultak ki az Alpok előterében található árokrendszerek (pl. Bresse-árok, Felső-Rajna-árok). A következő kompressziós fázisban, a miocén és pliocén során alakult ki a Jura-hegység. A teljes térrövidülés az Alpokban É-D irányban elérheti az 500 kilométert is. Ebben a fejezetben az Alpok nyugati és délnyugati részére koncentrálunk (4.5. ábra), a Keleti-Alpok feszültségterét az 5. fejezetben mutatjuk be

55 4.5. ábra A legnagyobb horizontális feszültség iránya az Alpokban (Reinecker et al., 2004). NF: normál vető; SS: oldalelmozdulás; TF: feltolódás; U: ismeretlen

56 Az Alpok északnyugati előterében Észak-Svájc és Dél-Németország kipattanó földrengések jelentős többsége (65%) oldalelmozdulásos feszültségteret jelez (Müller et al., 1992). Hasonló a helyzet a Svájci-Alpok területén is. A szeizmikus tevékenység nagy része a feltolódásokkal és gyűrődésekkel jellemezhető Jura-hegységben zajlik. Az Alpok délnyugati részein a földrengések túlnyomó része a kéreg 10 km-nél sekélyebb tartományában pattan ki. E rengések fele feltolódást jelez, a maradék jobbára oldalelmozdulást és elvétve normálvetőt. A legnagyobb horizontális feszültségek irányát vizsgálva igazán határozott eltéréseket az általános nyugat-európai trendhez képest csak az Alpok nyugati és délnyugati részein találhatunk, ahol úgy tűnik, hogy a feszültségirányok merőlegesek az Alpok északi és nyugati frontjára. A Nyugati-Alpokban ráadásul mintha a csapásirányra merőlegesen (sugárirányban) változnának az S H irányok. Ez a jelenség csak a hegység belsejében figyelhető meg, hiszen a Rhône völgyében határozott É-D irányú feszültségtér azonosítható. A feszültségirányok eltérésének az oka valószínűleg a topográfiában és a litoszféra lokális szerkezetében keresendő. Az Alpok legmagasabb része a Nyugati-Alpok, ahol igen nagy területek 2500 m-nél is magasabbak. Továbbá a litoszféra is itt a legvastagabb (> 160 km). A magas topográfia és a kollízió miatti vastag kéreg extenziót okozna, ám az É-D csapásirányú vastag, hideg és nagy sűrűségű litoszféra-gyökér által okozott húzóerőből ébredő kompresszió ezt felülírhatja, és feltehetően további kelet-nyugat irányú kompressziót okoz a Nyugati-Alpokban. Ez a hatás lokálisan megváltoztatja a feszültségteret, ám az európai átlagos feszültségirányokra nincs jelentős hatással (Müller et al., 1992). A Nyugati-Alpokban és az Alpok északi előterében tapasztalható lokális feszültségrotáció részletes vizsgálatát Kastrup et al. (2004) végezték el. Tanulmányukban 138 földrengés fészekmechanizmusát határozták meg, s azok invertálásával számították ki a feszültségirányokat, különös tekintettel a legkisebb horizontális feszültségre (S h ). Eredményeik szerint az S h iránya szisztematikusan változik egyrészt az Alpok szerkezeti csapásiránya mentén, másrészt arra merőlegesen. Északkeletről délnyugat felé haladva az S h iránya fokozatosan, az óramutató járásával ellentétes irányban fordul. Ezt a jelenséget leghatározottabban az alpi előtérben sikerült kimutatni, ahol az északkeleten megfigyelhető 79 K irányból a vizsgált terület délnyugati részére 23 K lesz az S h azimutja. A hibalehetőségeket figyelembe véve is biztosan igazolható rotáció. A feszültségirányok ilyetén való megváltozásnak Kastrup et al. (2004) szerint két fő oka van: egyrészt az Adriai-mikrolemez beékelődik az Eurázsiai lemezbe, másrészt az Alpok alatt ívesen húzódó kéreg-köpeny határ topográfiájából származó felhajtóerő is szerepet játszhat a lokális irányok kialakulásában. Az Alpok csapásirányára merőlegesen ugyancsak változik a feszültségtér: a fiatal szerkezeti zónáktól az idősebbek felé haladva azaz az előtértől a Helvétikumon át a Penninikumig mintegy 45 óramutató járásával ellentétes

57 irányú rotáció mutatható ki, miközben az oldalelmozdulásos szerkezetek enyhe dominanciájával szemben (előtér) a magasabb területek felé haladva markáns normálvetős rezsim jelenik meg. Ez a megfigyelés jól magyarázható azzal, hogy az Alpok alatti kéreggyökér okozta horizontális sűrűségváltozások, valamint a magas topográfia tenziós feszültségeket kelt a gyökér és a topográfia csapásirányára merőleges irányban A Mediterráneum A mediterrán régió különböző méretű, ám viszonylag kicsi litoszférablokkok (mikrolemezek) mozaikjaként képzelhető el. A blokkok vastagsága és reológiája tág határok között mozog: normális és megvastagodott kontinentális litoszféra ugyanúgy található közöttük, mint a mezozoikum vagy a kainozoikum során kivékonyodott kontinentális litoszféra, míg az Appennini-félszigettől nyugatra kainozóos korú (Tirrén-tenger), délre pedig kora mezozóos korú (Jón-tenger) óceáni litoszféra is megjelenik. Ezek a blokkok a mintegy 70 millió éve nagyjából É-D illetve ÉÉNy-DDK irányba egymáshoz közeledő, Afrika és Eurázsia közé ékelődnek. A két tektonikai lemez közeledése a Mediterráneum középső részén szubdukciós zónák, nyugaton és keleten kollíziós övek formájában jelenik meg. Arábia és Eurázsia ütközése ugyancsak hozzájárul az általános geodinamikai képhez. Ennek az összetett tektonikai helyzetnek egyenes következménye, hogy egységes S H irányokkal jellemezhető feszültségprovinciákról nem igazán beszélhetünk a térségben (4.6. ábra). A Pireneusi-félsziget lehet az egyik kivétel, ám ez lényegesen kisebb területű, mint a többi provincia. A másik terület, amely már valóban különálló feszültségprovinciának tekinthető az Égei-tengert és Nyugat-Anatóliát foglalja magába (Müller et al., 1992) Az Égei-tenger és Nyugat-Anatólia Az Égei-tenger és Nyugat-Anatólia feszültségprovinciát (4.6. és 4.7. ábra) északon az Észak-Anatóliai vető (jobbos oldalelmozdulás) valamint ennek folytatásaként az északi Égei-árok, keleten a Kelet-Anatóliai vető (balos oldalelmozdulás), délről és nyugatról pedig Afrika és Eurázsia közeledése miatt kialakult konvergens lemezszegély határolja. A Földközi-tenger környékén erre a blokkra hat leginkább Arábia és Eurázsia közeledése. Az S H irányok nagyjából merőlegesek az észak-déli mozgásra (85 K±27, Müller et al., 1992). Részletesebb vizsgálatok (Rebaï et al., 1992) kimutatták, hogy az S H valójában keletről nyugat felé haladva az óramutató járásával ellentétes irányban fordul, hiszen Kelet-Anatóliában ÉK-DNy a jellemző irány, míg Nyugat-Anatóliában ÉNy- DK. Hasonló módon változik a feszültségi állapot is: keleten kompressziós, nyugaton extenziós, az Égei-tenger déli részén pedig radiális extenzió a jellemző. A feszültségtér változása alátámasztja azt az elképzelést, hogy az Égei-Anatóliai

58 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében 4.6. ábra A legnagyobb horizontális feszültség iránya a Mediterráneumban (Reinecker et al., 2004). NF: normál vető; SS: oldalelmozdulás; TF: feltolódás; U: ismeretlen

59 mikrolemez az Arábia-Eurázsia konvergencia miatt nyugatra-délnyugatra szökik ki az Észak-, és Dél-Anatóliai vetők mentén. E nyugati irányultságú mozgás egy részét lemezen belüli deformációk nyelik el: Anatólia kérgének megvastagodása, vagy a Kelet-Anatóliai vetőhöz kelet felől csatlakozó Bitlis-Zagros-hegység mentén megfigyelhető kompressziós deformációk (Over et al., 2004) ábra A legnagyobb horizontális feszültség iránya Görögországban (Reinecker et al., 2004). NF: normál vető; SS: oldalelmozdulás; TF: feltolódás; U: ismeretlen. Az Égei-Anatóliai mikrolemez nyugati mozgásának másik részét, valamint az Afrika-Eurázsia konvergenciát a Földközi-tenger keleti vidékein a Hellén-, és a Ciprusi-árok mentén zajló szubdukció emészti fel. A szubdukciós zónába érkező Anatóliai mikrolemez hatására a Hellén-árok egyre jobban meggörbült, hossza megnőtt. Ez viszont az ívvel párhuzamos extenziót okozott (Fassoulas, 2001). Ugyanakkor az alábukó óceáni lemez visszahajlása és hátrálása szintén extenziót indukál az Égei-tenger, Nyugat-Anatólia és Ciprus területén, melynek iránya jellemzően helyről-helyre változóan a szubdukciós övre merőleges. A különböző

60 erők ilyetén való együttes hatását az ív mögötti területre Ten Veen és Meijer (1998) modellezési eredményei is alátámasztják. Ezen folyamatok együttes hatásának köszönhető az Égei-tenger és Kréta extenziója. Meijer és Wortel (1997) modellezésükkel arra keresték a választ, hogy pontosan mekkora hatása van az egyes tényezőknek az Égei-tenger területén uralkodó feszültségtérre. Eredményeik szerint az Anatóliai-mikrolemez nyugati irányú mozgása az Égeitenger északi részén kompressziót okoz, és részben meghatározza a horizontális mozgások irányát. Ám az is egyértelműen kiderült, hogy a tenziós feszültségtér jelenléte a szubdukcióhoz köthető erőknek köszönhető. Ha az Égei-tengertől nyugatra eső területeket vizsgáljuk, azaz Görögország északi, középső és nyugati részeit valamint Albániát, akkor azt tapasztaljuk, hogy meglehetősen változatos feszültségirányok és állapotok jelentkeznek egymás közelében (Papazachos és Kiratzi, 1996). Az albán partok mentén és ÉNy- Görögországban a földrengések fészekmechanizmusából egy átlagosan 49 K±5 irányú kompresszióra lehet következtetni. Ez az irány abból adódik, hogy az Adriai-mikrolemez északias mozgással, az óramutató járásával ellentétes irányban forogva ütközik Délkelet-Európával (Anderson és Jackson, 1987). A Hellén-árok külső ívén szintén kompresszió jelentkezik, melynek átlagos iránya 34 K±11. Az ív belső oldalán, mint azt fentebb említettük, extenziós állapot uralkodik. A külső kompressziós öv és a belső, ívmögötti terület között húzódnak a Hellenidák, Albánia keleti felét és a görög szárazföld nyugati vidékeit érintve. Papazachos és Kiratzi (1996) szerint erre az övre ÉÉNy-DDK csapásirányú normálvetők kialakulása jellemző. Az Égei-tenger tágabb környezetéhez tartozónak tekinthetjük még Bulgária déli részét is a Rodope hegység környezetében. A terület szeizmotektonikáját vizsgáló kutatás szerint (Van Eck és Stoyanov, 1996) Dél-Bulgáriára É-D irányú extenzió jellemző, ami konzisztens a Görögország északkeleti területein kimutatott közel K- Ny irányú S H irányokkal (Mercier et al., 1989) Az Appennin-félsziget és környezete Az Appennin-félsziget és környezete ugyancsak változatos feszültségtérrel jellemezhető (4.8. ábra). Afrika és Eurázsia konvergenciájához köthető a keleti vergenciájú Appenninek kialakulása, ám ehhez a folyamathoz hozzájárult az is, hogy az Appenninek alá nyugati irányban szubdukálódó, az Adriai-mikrolemezhez egykor nyugatról kapcsolódó Piedmonti-óceán kelet felé hátrált, mintegy magára húzva a felső lemez tektonikai egységeit, az Appenninek takaróit. Az alábukó lemez húzóhatását követve az Appennineket létrehozó folyamatok szintén kelet felé, az Adriai előtér irányába migráltak. Ennek következtében az Appenninekben uralkodó kompresszió és a részben óceáni kéreggel rendelkező Tirrén-tengert kinyitó extenzió folyamatosan együtt létezett, térben és időben egyaránt igen bonyolult kölcsönhatásban állva

61 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében 4.8. ábra A legnagyobb horizontális feszültség iránya Olaszországban (Reinecker et al., 2004). NF: normál vető; SS: oldalelmozdulás; TF: feltolódás; U: ismeretlen. Az Appenninek északi részén elvégzett vizsgálatok fúrólyukfal kirepedése, fészekmechanizmusok és paleofeszültség-adatok összehasonlítása (Mariucci et al., 1999) igazolták, hogy az együttesen megjelenő kompressziós és extenziós feszültségtér ma is létezik, nagyjából a 43 É szélességi körtől északra. Az Appenninek Adriai-tenger felé eső külső öveiben transzpressziós-kompressziós állapotot lehet kimutatni, melyben az SH iránya a külső feltolódási frontra merőlegesen változik, ÉK-DNy iránytól észak-déli irányig. Az ív mögötti területen (Toscana) extenziós feszültségtér uralkodik, északnyugati részein oldalelmozdulásos fészekmechanizmusokkal. Az Appenninek belsejében a

62 földrengések és a fúrólyukak egyaránt normálvetős teret mutatnak, nagyjából ÉK- DNy, helyenként É-D irányú maximális horizontális feszültséggel (S H ). Noha a földrengések és a mélyfúrások más-más mélységtartományt mutatnak be, az adatok nem utalnak arra, hogy a feszültségek iránya a merev kérgen belül számottevően változna a mélységgel. Délre a 43 szélességi körtől az Adriai-tenger olasz partja mentén csak néhány, kompressziós állapotot tükröző földrengés pattant ki, miközben a fúrólyukak falának kirepedéséből meghatározott legkisebb horizontális főfeszültség (S h ) iránya ÉK-DNy (Mariucci et al., 1999). Ez egy olyan helyzetet mutathat, amelynél a mélységgel együtt változik a feszültségi állapot: a mélyben (5-15 km mélység) kompresszió uralkodik, míg a kéreg felső részében (<5 km) extenziót mutatnak a fúrólyukakban elvégzett vizsgálatok. Erre a zónára (42-43 É) úgy is tekinthetünk, mint egy átmeneti területre az Appenninek északi és déli része között. Az Appenninek déli szakasza és annak környezete egészen más feszültségteret mutat, mint az északi részek, ugyanis eltűnik az egyidejű kompresszió és extenzió, és egy nagyjából egységes extenzió uralkodik. A terület jelenkori feszültségterét földrengések és mélyfúrások elemzése alapján Amato és Montone (1997) valamint Montone et al. (1999) határozták meg. A kéregben kipattanó földrengések az Appenninek tengelye mentén csoportosulnak, csak néhány rengés pattan ki a hegységtől ÉK-re, az előtéri medencében és az Apuliaielőtér területén (Gasparini et al., 1985). A földrengések zöme normálvetőhöz, néhányuk oldalelmozduláshoz köthető. Mindkét rengéstípusnál a legnagyobb horizontális főfeszültség iránya ÉNy-DK. A területen 27 mélyfúrásban végeztek feszültséganalízist (Montone et al., 1997), melyekből 314 ±20, azaz ÉNy-DK átlagos S H irány adódott. Ennek megfelelően a minimális horizontális feszültség (S h ), azaz jelen esetben a tágulás iránya az Appenninek ívére merőleges. A negyedidőszaki tektonikai elemek vizsgálata szintén azt mutatta, hogy ezek egy ÉK-DNy irányú extenzióhoz kapcsolódnak. Ezen a területen tehát nem mutatható ki eltérés a különböző mélységtartományokat érintő vizsgálati módszerek által szolgáltatott feszültségirányok között. Mariucci et al. (2002) egy a Dél-Appenninekben mélyített fúrásban végezték el 3,9-5,4 km mélységben a fúrólyukfal kirepedések elemzését, és azt találták, hogy a különböző mélységben meghatározott feszültségirányok átlaga (329 ±31 ) nagyjából megegyezik a területre jellemző, fentebb említett iránnyal, ám meglehetősen nagy szórás mellett. A részletes vizsgálat kimutatta, hogy a szórást okozó eltérések jól lokalizálható anomális szakaszokhoz kapcsolódnak. A dőlésmérésekből azonosított töréses zónák helyzetével összehasonlítva ezeket a szakaszokat Mariucci et al. (2002) arra a következtetésre jutottak, hogy nem mindegyik töréses zónához esik feszültséganomália, ám mindegyik anomália töréseknél található. Feltételezésük szerint a két adatrendszer együttes elemzésével azonosíthatók az aktív szerkezeti elemek a fúrás által harántolt összletben

63 Az Afrikai és Eurázsiai lemez közvetlen határán fekvő Szicília (4.8. ábra) feszültségterének vizsgálatakor előbb a sziget és környezete szerkezeti elemeit kell sorra venni. Szicília déli része az Afrikai lemez északi pereméhez tartozik. Vannak kiemelt részei délkeleten a Hibleai-plató, nyugaton az Adventure-plató, melyek a kollíziós fronthoz közeledve lesüllyednek és előtéri medencékben folytatódnak. A kollízió következtében egy ÉÉNy-DDK irányban, egyre inkább az afrikai előtér felé vándorló hegységképződés zajlott le, melynek eredményeként kialakult a Gela-takaró, a Maghrebi-, és a Calabriai-ív. A Szicília északi részét felépítő Maghrebi-ív a Calabriai-ív és az afrikai előtér között jött létre. Az Európát képviselő Calabriai-ív és az afrikai előtér kérgének pontos határvonala egyelőre ismeretlen. Szicíliától délre-délnyugatra a Szicíliai-szoros alatt húzódik az ÉNy-DK irányú Pantelleria-rift, nagyjából Pantelleria és Málta szigete között. Az árok fejlődését jelenleg K-Ny csapásirányú jobbos oldalelmozdulások és ÉNy-DK csapású normálvetők irányítják, egy ÉK irányú extenziót hozva létre. Ragg et al. (1999) Szicília délkeleti és nyugati részén, különböző tektonikai egységekben mélyített fúrásokban határozta meg a legnagyobb horizontális feszültség irányát. Eredményeik szerint a Hibleai-platón közel ÉÉNy-DDK irányú az S H (azimut: 148 ), nagyjából párhuzamos a Nyugat-Európai provincia feszültségirányával. A platótól nyugatra, a Gela-takaró területén ÉÉK-DDNy irányú maximális horizontális feszültséget tapasztaltak, amely körülbelül merőleges a Pantelleria-rift tengelyére. Szicília nyugati részén az S H iránya É-D és ÉNy-DK között változik, ami konzisztens a területen kipattant földrengések által mutatott térrövidülés irányával (Neri et al., 2004). A változatos feszültségtér okait vizsgáló végeselemes numerikus modellezések (Ragg et al., 1999) eredményei szerint elégséges egy regionális ÉÉNy-DDK irányú feszültségteret feltételezni, amelyet helyi hatások a kéregvastagság nagymértékű változásai, a Pantelleria-rift kinyílása befolyásolnak A Pireneusi-félsziget A Nyugat-Európai feszültségprovinciához délnyugatról, a Pireneusok mentén csatlakozik az Ibériai-félsziget, amelynek felső miocén negyedidőszaki, és mai feszültségállapotát Ribeiro et al. (1996) és Herraiz et al. (2000) tanulmányai alapján tárgyaljuk (4.9. ábra). A feszültségadatok több feszültségindikátor figyelembe vételével kerültek meghatározásra: mélyfúrások lyukfal-deformációja, vetők és vetőpopulációk elemzése, valamint földrengések fészekmechanizmusa. Portugália területét és az Atlanti-óceán part menti részeit Ribeiro et al. (1996) vizsgálta részletesen. Tanulmányukban különböző mélységeket és időintervallumokat leképező feszültségindikátorokat használtak fel. A tizenhét mélyfúrás elemzése viszonylag állandó ÉNy-DK S H irányt mutat, mindössze 8 szórással. Ez az irány gyakorlatilag megegyezik a Nyugat-Európai provinciában megfigyelt elsőrendű feszültség irányával, azaz ugyancsak részben az Afrika

64 Eurázsia kollízió következménye. A mélyfúrások elemzésén túl a pliocén és/vagy pleisztocén korú tektonikai mozgásokat dokumentáló vetők valamint a földrengések fészekmechanizmusa is információkat szolgáltatott a Pireneusifélsziget nyugati részének feszültségi állapotáról. A vetők vizsgálatánál figyelembe kell venni azt, hogy ezek főként reaktiválódó korábbi szerkezeti diszkontinuitások, így az elmozdulások irányát és értelmét az idősebb szerkezetek jelentősen befolyásolják. Ennek ellenére a vetők túlnyomórészt kompressziós állapotot vagy kompressziós-oldalelmozdulásos feszültségteret tükröznek. A három vizsgálati módszer eredményeinek együttes értékelése szerint S H iránya 145 ±21. Kiemelésre méltó, hogy míg a mélyfúrásokból származó adatok igen kis szórással gyakorlatilag egybeesnek az átlagos S H iránnyal, a vetők adta irány ettől 14 -kal nagyobb (ÉÉNy-DDK), míg a földrengések ettől 18 -kal kisebb azimutú S H irányt mutattak (NyÉNy-KDK). Az első esetben az eltérés oka kettős lehet: egyrészt a vetőmozgások kora valószínűleg legfeljebb középső pleisztocén, így az azóta eltelt időben változott a feszültségtér, másrészt az eredmények nem annyira regionális jellegűek, tekintve, hogy csak kevés ilyen adat áll rendelkezésre. A földrengések esetében tapasztalt eltérést a leképezett mélységtartomány különbözőségével lehet magyarázni. A mélyfúrások a kéreg felső, viszko-elasztikus részében uralkodó feszültségteret tükrözik, amely még részben megőrizte a korábbi irányokat, ellentétben a földrengésekkel, amelyek a kéreg mélyebb, elasztikus rétegeinek válaszát mutatják a mai feszültségtérre. Összességében a három módszer eredményei alapján azt a következtetést vonhatjuk le, hogy a felső pliocén középső pleisztocén korban ÉÉNy-DDK irányú volt az S H, amely később elfordult, s előbb ÉNy-DK irányúvá vált (ezt az irányt őrzik a kéreg felső rétegei), míg végül elérte a jelenkori NyÉNy-KDK helyzetet. A Pireneusi-félsziget területe túlnyomórészt Spanyolországhoz tartozik, melynek recens (felső miocén és negyedidőszak) és jelenkori feszültségterét Herraiz et al. (2000) vizsgálatai nyomán ismerhettük meg. Kutatásaik során három ismeretforrásra támaszkodtak: vetőpopulációk elemzésére a Pireneusi-félsziget 409 pontjában, 324 irodalmi adatra és 161 földrengés fészekmechanizmusára. A vetőpopulációk elemzése során értelemszerűen a kainozóos kőzetek felszíni előfordulásai adták a lehetséges mintavételi helyeket, s ezáltal az adatok eloszlását is meghatározták. A földrengések kiválasztása során szigorú kritériumokat állítottak fel a szerzők annak érdekében, hogy a lehető legpontosabban lehessen meghatározni a földrengések fészkének (hipocentrumának) helyzetét és az ott lejátszódó folyamatokat. A gondos válogatás során az is fontos szempont volt, hogy a rengések epicentrumai a lehető legegyenletesebben fedjék le a vizsgált területet

65 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében 4.9. ábra A legnagyobb horizontális feszültség iránya a Pireneusi-félszigeten (Reinecker et al., 2004). NF: normál vető; SS: oldalelmozdulás; TF: feltolódás; U: ismeretlen

66 A vetőpopulációk alapján kijelölhető egy azimutú S H irány, amelyhez túlnyomórészt normálvetős szerkezetek tartoznak, bár egyaránt megtalálhatók a feltolódásos és oldalelmozdulásos szerkezetek is. A földrengések vizsgálata ettől eltérő eredményekre vezet: az S H irányában két maximum figyelhető meg, az abszolút maximum 135, egy kisebb, relatív maximum pedig 30 azimut mellett. Mindkét irányhoz többféle vetőtípus kapcsolódik, ám ezeknél a feltolódásos szerkezetek vannak többségben. Ebben az esetben is valószínűleg igaz az, hogy a különböző mélységtartomány okozza az eltéréseket a feszültségi irányban és rezsimben. Az adatok alapján a Pireneusi-félsziget egészén igazolható első-, és másodrendű feszültségek megléte. Az elsőrendű feszültségirányok az Afrika és Eurázsia közötti konvergenciát és az Atlanti-hátság felől érkező K-Ny irányú kompressziót tükrözik. Ettől az általános iránytól a Pireneusok kivételt jelentenek, ugyanis ott ÉK-DNy irányú S H a jellemző. A Pireneusok feszültségtere meglehetősen összetett. A hegylánc egésze É-D irányú S H irányt és oldalelmozdulást mutat. A nyugati részt külön vizsgálva két feszültségállapotot kapunk. A domináns 14 K irányú horizontális kompresszió mellett oldalelmozdulásos rezsimet mutat, míg a másik esetben S H iránya 15 K és extenziós állapot figyelhető meg. A Kelet-Pireneusokban 111 K irányú S H és extenzió mutatkozik. A feszültségirányok váltakozásának magyarázatát jelenleg nem ismerjük, ám az észak-déli kompresszió megléte bizonyítottnak tekinthető. A Beticai-Kordillerák a félsziget déli-délkeleti része belső orogén öveiben a földrengések fészekmechanizmusai két, egymással mechanikai szempontból nem kompatibilis feszültségteret mutatnak. A domináns állapot kompressziós feszültségtér, 11 K irányú maximális feszültséggel, míg a másik tér extenziós, ÉNy-DK csapásirányú normálvetőkkel. A hegység külső részein a Nyugat- Pireneusokhoz hasonló állapot uralkodik, azaz egy kompressziós és egy extenziós feszültségtér dokumentálható, mindkettő nagyjából 135 K S H iránnyal jellemezhető. Hasonló eredményre jutott Galindo-Zaldívar et al. (1999), akik a Belső-, és Külső-Beticai-Kordillerák határán található Granadai-medencében kipattanó földrengéseket, valami a felszíni tektonikai elemeket tanulmányozták. Kimutatták, hogy jelenleg ÉK-DNy irányú extenzió zajlik, ám ez a feszültségtér helyről-helyre gyakran változik, s az esetek többségében a regionális feszültségtérhez jobban illeszkedő ÉNy-DK irányú, közel horizontális kompressziós állapotba billen át. A normálvetős és kompressziós feszültségi állapot egyidejű jelenléte a topográfia hatásával magyarázható: a kompressziós erők következtében kialakuló kiemelt területeken a kompresszió irányára nagyjából merőleges extenzió mutatkozik. A Pireneusi-félsziget belső területein végzett vizsgálatok (Andeweg et al., 1999) ugyancsak kimutatták a feszültségtér változását úgy időben, mint térben. Tanulmányukban a Madridi-medencét és annak környezetét elemezték. A medence keleti peremén É-D irányban elnyúló Sierra de Altomira területén mért adatokból egyértelműen kimutatható volt a fokozatosan változó regionális

67 feszültségtér hatása. A hegységben azonosítható deformációk a Pireneusok kialakulása azaz a Pireneusi-félsziget és Eurázsia ütközése idejében kezdődtek, amikor az uralkodó feszültségtér ÉÉK-DDNy irányú kompresszió volt. A hegységképző erők aktivitásának utolsó szakasza viszont már a Beticai- Kordillerák kialakulásához kapcsolódó ÉÉNy-DDK irányú regionális kompresszió idején zajlott. A két időpont között a lokális feszültségtér a Pireneusok, a Beticai- Kordillerák és a Közép-Atlanti-hátság felől érkező kompressziós erők eredőjeként alakult ki. Ez a helyi Altomira kompressziós feszültségtér (Muñoz Martin et al., 1998) mindhárom regionális feszültségiránytól eltért, iránya nagyjából 100 K volt. A Madridi-medence a Pireneusi-félszigetet DNy-ÉK irányban átszelő hegyláncok (Sierra de Gredos, Sierra de Guaderrama) délkelet felé felgyűrődő vonulatainak előtéri medencéje, melyet főleg késő paleogén késő miocén korú üledékek töltenek ki. Az utolsó feltolódások kora körülbelül a pliocénre tehetők. A Madridi-medence középső miocén negyedidőszaki korú üledékein elvégzett vetővizsgálatok és a földrengések fészekmechanizmusai azt mutatják, hogy a középső miocéntől kezdődően egészen napjainkig két, egyszerre jelen lévő feszültségtér uralkodik ezen a területen: egy ÉÉNy-DDK irányú kompresszió, s egy ezzel gyakorlatilag párhuzamos extenzió. Erre a magyarázat a medence kialakulási mechanizmusában rejlik. Az előtéri medencék a feltorlódó hegyláncok terhelése alatt meghajló litoszféralemezek felszínén alakulnak ki, kompressziós környezetben. A meghajlás miatt azonban a kéreg legfelső részén extenziós feszültségek alakulnak ki, míg egyre mélyebbre haladva először egy semleges réteg jelenik meg, ahol a meghajlás gyakorlatilag nem jár deformációval, s végül a regionális kompresszió válik uralkodóvá az előtéri medence litoszférájának mélyebben fekvő részeiben. A különböző vizsgálatokat összesítve a Pireneusi-félsziget jelenkori feszültségtere főleg ÉNy-DK irányú domináns kompressziót mutat ( K), kivéve az északkeleti részeket (Pireneusok, Ebro-medence, Ibériai-hegység), ahol É-D ÉK-DNy a jellemző irány, illetve a legdélebbi részeket (Cádizi-öböl), ahol pedig K-Ny irányú a jellemző feszültségtér. A feszültségtér időbeli változásai megmagyarázhatók azzal, hogy a pleisztocén óta a Pireneusi-félsziget mikrolemezként viselkedve nyugati irányba próbál kiszökni az Afrika és Eurázsia ütközése következtében kialakult kompressziós állapotból. A regionális feszültségtér ezen változásainak következtében pedig kialakulhattak lokális feszültségterek is, amelyek a domináns erőktől eltérő irányú, azokkal dinamikailag nem összeegyeztethető szerkezeteket hoztak létre

68 4.4. Összefoglalás A World Stress Map Project adatait generalizálva felvázolható a kontinens különböző korú és viselkedésű tektonikai terrénumainak feszültségi irányai és rezsimjei (4.10. ábra). Az adatokat elemezve egyértelműen kijelenthető, hogy az európai elsődleges feszültségteret az Eurázsiai lemez határain lejátszódó folyamatok határozzák meg: a Közép-Atlanti-hátság felől ható tolóerő és az Afrika és Eurázsia között zajló kollízió következtében fellépő nyomóerő. E két erő hatására Nyugat-Európában egy 145 ±25 átlagos S H iránnyal jellemezhető viszonylag egységes feszültségtér alakult ki, amelyet helyi hatások némileg módosíthatnak. Fennoskandinávia déli részén az S H iránya 120 K±45, hasonló a Nyugat- Európában érvényes irányhoz. Ez az irány azonban jelentősen megváltozik, ahogy észak felé haladunk, ott ugyanis gyakorlatilag észak-déli irányú az S H. Ebben a változásban komoly szerepet kap a Közép-Atlanti-hátság irányának megváltozása, valamint a terület posztglaciális kiemelkedése. A kontinentális perem irányában a feszültségtérre egyre nagyobb hatással vannak a lokális források, melyek közül a horizontális sűrűségváltozás és a topográfia változékonysága a legfontosabb. Lengyelország területén a feszültségteret alapvetően a Közép-Atlanti-hátság ÉNy-DK irányú kompressziója és a Kárpátok íve felől érkező ÉÉK-DDNy irányú kompresszió határozza meg. Fontos szerephez jutnak ugyanakkor a lokális hatások: meredek dőlésű rétegződési síkok, az anyagi minőség markáns, horizontális változásai, a só jelenléte és a sótektonikához kapcsolható jelenségek. Európa mobil (alpi eredetű) területeit különböző méretű litoszférablokkok (mikrolemezek) mozaikja alkotja, mely blokkok kinematikáját az egymáshoz nagyjából ÉÉNy-DDK irányba közeledő, kevésbé deformálható Afrika és Eurázsia határozzák meg. A két nagy lemez és a hozzájuk tartozó mikrolemezek (Adria) közeledése a Mediterráneum középső részén szubdukciós zónákat (pl. Calbriai-, és Hellén-ív), nyugaton és északon kollíziós öveket (Beticai-Kordillerák, Pireneusok, Alpok, Kárpátok, Dinaridák) hoz létre. Arábia és Eurázsia közeledése ugyancsak hozzájárul az általános tektonikai képhez, amennyiben ez a kollízió az egyik hajtóereje Anatólia nyugati irányú kiszökésének. Ehhez kapcsolódik Nyugat- Anatólia és az Égei-terület extenziós összeomlása (kollapszusa), amelyhez a Hellén-ív mentén alátolódó Jón-tenger óceáni litoszférájának hátrahajlása teremti meg a geodinamikai feltételeket. Általános érvénnyel megállapítható, hogy a Mediterráneum feszültségviszonyait Európa és Afrika konvergenciája, és az ezekhez közvetlenül kapcsolódó szubdukciós és/vagy kollíziós folyamatok határozzák meg. Mindez egy jól definiált kompressziós és transzpressziós jellegű és a helyi tektonikus viszonyok függvényében változó irányú regionális feszültségteret hoz létre a periadriatikus területeken (Alpok, Kárpátok, Pannon-medence, Dinaridák, Hellén-ív). A Pannon

69 medencejelenkori feszültségterének jellemzését a következő fejezetben mutatjuk be ábra A legnagyobb horizontális feszültség irányok (S H ) és rezsimek generalizált képe Európában

70 5. KŐZETFESZÜLTSÉGEK A PANNON TÉRSÉGBEN 5.1. Bevezetés Ebben a fejezetben a Pannon-térségből származó kőzetfeszültség adatokat, valamint azok geodinamikai jelentőségét mutatjuk be. Az elemzésre kerülő terület sarokpontjainak földrajzi koordinátái a bal felső sarokból indulva az óramutató járásának megfelelően: É50,78 -K12,25 ; É50,62 -K28,24 ; É43,74 -K27,12; É43,88 -K13,08 (5.1. ábra). Az alábbiakban először röviden összefoglaljuk a Pannon-medence késő kainozóos geodinamikai viselkedését, ismertetvén a közelmúltban lezajlott lemeztektonikai folyamatokat. Ezt a kőzetfeszültség meghatározások hazai történetének áttekintése követi. Az összegyűjtött adatokat, ill. a tanulmány egyik fő eredményének tekintett feszültségi adatbázist az 5.4. alfejezetben mutatjuk be. Ezt a Pannon-medence jelenkori kőzetfeszültség állapotának tüzetes vizsgálata követi a feszültségi irányok és a feszültségi rezsimek laterális ill. vertikális változásainak elemzésén keresztül. Az utolsó fejezetben összefoglalásként általános következtetésekre jutunk a Pannon-medence jelenkori geodinamikájáról Geodinamikai háttér Egy terület fiatal deformációs képének megértéséhez feltétlenül fontos a geológia közelmúlt, a Pannon-medence esetében a késő neogén és a negyedidőszak tektonikai eseményeinek áttekintése. A fontosabb törésvonalak felszíni lefutása, a szerkezeti események, lemeztektonikai folyamatok kinematikai és dinamikai jellemzőinek áttekintése jó alapot nyújt a jelenkori kőzetfeszültségek és a neotektonikai kép helyes értelmezéséhez. Az ívmögötti medencék egyik típusterületének tartott Pannon-medence (Bally és Snelson, 1980) a korai miocén végétől kezdődően jött létre az alpi-kárpáti orogén litoszférájának jelentős extenziója és süllyedése következtében (5.2. ábra). A medencerendszerben megfigyelt, laterálisan és vertikálisan is változó, összességében több száz kilométeres tágulásért, valamint a Kárpátokban tapasztalt közel egyidejű és hasonló mértékű térrövidülésért részben az alpi orogén gravitációs kollapszusa, részben pedig a Kárpátok külső íve mentén ható szubdukciós folyamatok tehetők felelőssé (pl. Royden, 1988; Ratschbacher et al., 1991; Horváth, 1993; Csontos, 1995; Fodor et al., 1999; Tari et al., 1999; Bada és Horváth, 2001; Horváth et al., 2004). A szubdukciós zóna hátragördülésének (rollback) hatására a Pannon-medence mai aljzatát alkotó lemeztöredékek északkeleties irányban mozogtak, miközben az egyik (ALCAPA egység) az óramutató járásával ellentétesen, a másik pedig (Tisza-Dácia egység) azzal

71 5.1. ábra A kőzetfeszültségi viszonyok részletes elemzése alá vont területek helyszínrajza a Pannon-medence térségében. A digitális terepmodell (SRTM adatbázis Rabus et al., 2003) színezése és az árnyékolása a topográfiai viszonyokat érzékelteti. Be: Belgrád; Bé: Bécs; Bk: Bukarest; Bu: Budapest; Ko: Kolozsvár; Kr: Krakkó; Lj: Ljubljana; Pr: Prága; Un: Ungvár; Za: Zágráb. DKH: Dunántúli-középhegység; EKH: Erdélyi-középhegység; EM: Erdélyi-medence; FZ: Friuli-zóna; VZ: Vrancea-zóna

72 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében megegyezően forgott. Főképp ekkor jött létre a medencerendszer aljzatát tagoló jellegzetes, uralkodóan ÉK-DNy-i csapású törésvonal hálózat (5.2. ábra), melynek jó néhány eleme ma is aktívnak mutatkozik. Az ALCAPA egység keleti irányú mozgását alapvetően az Adriai-mikrolemez északias mozgása és az óramutató járásával ellentétes forgása okozta, okozza. Az afrikai és eurázsiai lemezek közeledése miatt Adria és az Alpok-Dinaridák határzónájában folyamatos kontinentális kollízió zajlik, amelynek egyik következménye az ALCAPA egység eredeti helyéről történő keleties irányú kipréselődése (extrusion). A másik látványos következmény az, hogy az Alpokban intenzív térrövidülés, kéreg és litoszféra vastagodás zajlott ill. napjainkban is zajlik, ami az idők folyamán egy gravitációsan instabil, kőzetmechanikailag legyengült orogén öv kialakulásához vezetett ábra A Pannon-medence pre-neogén aljzatának mélysége (Horváth és Royden, 1981 nyomán) és a kapcsolódó neogén szerkezeti elemek (Horváth, 1993 nyomán). DKH: Dunántúliközéphegység; EKH: Erdélyi-középhegység; EM: Erdélyi-medence; Ka: Kisalföld; Me: Mecsek; MMZ: Mur-Mürz-Zsolna lineamentum; Na: Nagyalföld. A miocén során tehát az alpi-pannon területen két alapvető tektonikai hajtóerő érvényesült. Egyrészt az Adriai-mikrolemez északias előrenyomulása és az

73 óramutató járásával ellenkező irányú rotációja préselte ki az Alpokat, míg a Dinaridák területére eltolódásokkal kombinált térrövidülés (transzpresszió) volt jellemző. Másrészt a kárpáti flis-medencéhez kapcsolódó erősen elvékonyodott litoszféra szubdukciós frontja a lehajlott lemez hátrálása miatt egy nyitott határt jelentett, ahová könnyen kipréselődtek és megnyúltak az ütköző zónákból szabadulni igyekvő mikrolemezek. A kipréselődés során ezen lemezdarab Pannon területre eljutott része kivékonyodott és lesüllyedt, rajta nagy vastagságban tengeri, tavi majd szárazföldi üledékek települtek. Amikor azonban a kelet felé hátráló szubdukció frontja elérte a vastag és hideg, épp ezért rideg Kelet-Európai tábla peremét (Tornquist-Teisseyre zóna), a folyamat leállt és emiatt a nyugatidélnyugati irányból ható nyomóerők váltak dominánssá. Az általános tágulás megszűntével, a kárpáti szubdukciós zóna teljes blokkolódását követően, a pliocéntől kezdődött meg a Pannon-medence feszültségterének tenziósról kompressziósra való átváltása (5.3 ábra). Mindez a jelenkori kőzetfeszültségtér ill. a tektonikai stílus jellegében egyaránt markánsan jelentkezik: a medencerendszer, és ezen belül különösképpen a délnyugati területek (pl. Dél-Dunántúl) pozitív szerkezeti inverziója napjainkban is zajlik. A távoli feszültségtér kompressziós hatása a Pannon-medence nagyobb részének kiemelkedését és erózióját, illetve a Nagy- és Kisalföld központi részeinek felgyorsult süllyedését eredményezi (Horváth és Cloetingh, 1996). 5.3 ábra A Pannon-medence és a környező orogének recens geodinamikai modellje. Jelkulcs: 1=Európai előtér és a Transz-Európai (TT) szutura zóna; 2=Molasz-öv; 3=Alpi-kárpáti orogén; 4=Pennini ablakok; 5-6=A Pannon-medence emelkedő ill. süllyedő területei; 7=Inaktív és aktív vulkánok a kvarterban; 8=Takarós feltolódási síkok, és inaktív (üres háromszög) ill. aktív (fekete háromszög) takaróhatárok; 9=Laterális blokkmozgási irányok. Horváth és Cloetingh (1996) után

74 5.3. Feszültség-meghatározások története a Pannon-medencében 1980-ban Mary Lou Zoback vezetésével, a Nemzetközi Litoszféra Program (ILP) keretében kezdődött meg a földkéreg recens feszültségadatainak összegyűjtése és mérése a világ minden táján. A már meglévő adatokat rendszerezték, az újaknak egységes adatbázist és kritériumrendszert dolgoztak ki. Először az észak-amerikai kontinensen sikerült annyi adatot összegyűjteni, hogy kiderüljön: a feszültségirányok nagy területeket tekintve konzisztensek, s így jellegzetes feszültségprovinciákat jelölnek ki (Zoback és Zoback, 1980). Az aktív lemezperemi, orogén területeken azonban már kis távolságokon belül is nagyfokú változatosságot tapasztalhatunk, mind a kőzetfeszültségek irányát, mind magnitúdóját tekintve (ld. 4. fejezet). Ezen eredményekre támaszkodva indult el a World Stress Map Project (WSMP), amelynek központja 1995 óta karlsruhei egyetem Geofizikai Intézete. Globális adatbázisuk különböző módszerekkel meghatározott feszültségadatokat tartalmaz. Céljuk a jelenkori feszültségadatok egységes rendszerbe foglalása, az adatbázis folyamatos feltöltése, bővítése és feszültségadatok térképi megjelenítése. Az adatok a WSMP honlapjáról kutatási célból ingyenesen letölthetők (Reinecker et al., 2004). Néhány kezdeti próbálkozástól eltekintve a nyolcvanas évek végéig a jelenkori feszültségtér alig volt ismert a Pannon-medencében. Dövényi et al. (1988) karlsruhei szakemberek segítségével mutatták be 5 hazai mélyfúrásból az első fúrólyukfal kirepedéses módszerrel meghatározott adatokat. A meghatározások sikeresnek tekinthetők, rávilágítván arra, hogy egyrészt nem minden bőségszelvény alkalmas megbízható feszültség-meghatározásra, másrészt pedig öt adat távolról sem alkalmas a feszültségtér medenceléptékű jellemzésére. Az adatbázis bővítése tehát mindenképpen indokolt volt. Ennek szellemében a kilencvenes években indult el a Pannon-medence jelenkori feszültségterének részletes feltérképezése. Ez a napjainkban is zajló munka jórészt nemzetközi kooperációban, a WSMP központjával együttműködésben zajlik. Müller et al. (1992) tanulmányukban az addig elérhető feszültségadatok összesítését végezték el Európa teljes területére. Vizsgálataik alapján számos feszültség-provinciát jelöltek ki, ahol a feszültségi irányok és rezsimek viszonylag homogén képet mutatnak (lásd 4. fejezet). Rebaï et al. (1992) a Mediterrán Európa (beleértve a Pannon-medencét is), jelenkori feszültségterét vizsgálta több mint ezer, különböző technikákkal meghatározott feszültségadatok alapján. A szerzők felismerték, hogy a tektonikailag jelenleg is aktív, mobilis területeken a feszültségirányok jelentős eltérést és nagyfokú változatosságot mutatnak a kevésbé deformált, stabil régiókhoz képest. A Pannon-medencére vonatkozó első regionális összegzést Becker (1993) végezte el ráfúrásos és fúrólyukfal kirepedéses adatok, valamint fészekmechanizmus megoldások alapján. Vizsgálatai alapján különbséget látott a

75 medencerendszer nyugati és keleti területei között: míg a Dunántúlon a kompressziós feszültségek uralkodnak, a Nagyalföld és környezete extenzió alatt áll. Véleménye szerint ez szublitoszferikus folyamatokra, az asztenoszféra felboltozódására és az így kialakult konvekciós áramok hatására vezethető vissza. A karlsruhei egyetemmel együttműködésben több ráfúrásos technikával készült kőzetfeszültség-meghatározás is készült (Gerner et al., 1993). Az újabb adatok fényében kiderült, hogy a Dunántúl átmeneti terület képez a nyugat-európai és a kelet-európai feszültség-provincia között (Gerner, 1992). Ezt az értelmezést erősítette meg Kovács (1994) Karlsruhében elkészült szakdolgozata is, amelyben 42 magyarországi mélyfúrásból származó fúrólyukfal kirepedés (FK) szelvényt dolgozott fel. A Dunántúlon tapasztalt heterogén feszültségteret a nyugat-európai és az adriai feszültségirányok szuperpozíciójával magyarázta. Dövényi (1994) kandidátusi értekezésében, az addigi munkákat alapul véve, már 148 fúrás fúrólyukfal elemzéséről és a FK módszer alkalmazása során szerzett tapasztalatairól számolt be. Véleménye szerint a legnagyobb problémát a fúrólyukfal kirepedt és kimosott szakaszainak elkülönítése jelentette, azok hasonló iránya miatt. További nehézséget okozhat a fúrásokban gyakran előforduló, egymásra merőleges spontán rétegrepesztések és a kirepedések elkülönítése. Dövényi (1994) munkájának fő üzenete szerint hazai területeken az FK analízis módszere a négykarú bőségmérési szelvények többségére jól alkalmazható, azonban az adatok szórása miatt jelentős számú meghatározásra van szükség ahhoz, hogy megbízható eredményeket kapjunk a Pannon-medence egy-egy részterületére vonatkozóan. Az eddigi legrészletesebb szintézist Gerner et al. (1999) publikálták, a Pannonmedence feszültség-meghatározási történetének fontos lépéseként. A csaknem hatszáz feszültségadat segítségével sikerült a Pannon-térséget négy feszültségprovinciára osztani, melyeken belül mind a feszültségi irányok, mind pedig a rezsimek jól meghatározható trendeket rajzolnak ki. A szerzők szerint a Pannonmedence jelenkori feszültségterét alapvetően az Adriai-mikrolemez északias mozgásából származó nyomóerő alakítja, melyet lokálisan a nyugat-európai feszültségprovincia és a még aktív kárpáti kollízió (Vrancea-zóna) hatása módosíthat. A feszültségi irányok mellett két olajipari hidraulikus rétegrepesztés eredményét is közölték a Nagyalföld területéről, melyekkel először sikerült a feszültségi magnitúdókra becslést adni. Windhoffer et al. (2001) hazai mélyfúrásokból további 33 fúrólyukfal kirepedéséből származó adatot közöltek. A cikk megerősíti, és értelmezni próbálja a Gerner (1991) és Kovács (1994) által a zalai területekről leírt horizontális feszültség-deviációt, valamint először említi vertikális feszültség-deviáció meglétét hazai területről (nagyalföldi mélyfúrások). Végezetül meg kell említeni az üveghutai kutatások kapcsán ráfúrásos módszerrel meghatározott feszültségi irányokat és magnitúdókat (Kovács, 2002a

76 c). Ugyanezen kutakban tokrepesztés módszerével is készültek feszültségmagnitúdó meghatározások (Kis Herczeg, 2002a-c). Ezek a mérések tekintendők az első lépéseknek a Mecsek környezete jelenkori feszültségterének konkrét megméréséhez. A mérések során nyert adatok illeszkednek a feszültségtérről alkotott regionális (Dél-Dunántúl) képbe A Pannon-térség jelenkori feszültségtere: az adatbázis Adattípusok, adatok eredete Megbízásunknak megfelelően összegyűjtöttük és egységes adatbázisba rendeztük a Pannon-térségből származó jelenkori kőzetfeszültség adatokat. A hazai földtani adatokkal való későbbi közvetlen összevethetőség és az esetleges adatintegráció miatt a Magyarországra eső adatokat EOV rendszerben is közöljük. Az adatbázis szerkezetét a következő (5.4.2.) alfejezetben, az adatokat az 1. sz. mellékletben ismertetjük. Az adatbázis a kijelölt területről elérhető csaknem 5.4. ábra A Pannon-térség feszültségi adatbázisában található adatok százalékos eloszlása a meghatározási összes (összesen 708 db) módszer függvényében. releváns adatot magában foglalja. Alapvetően négyféle adattípus különböztethető meg, az alábbi mennyiségi eloszlásban (5.4. ábra): 1) földrengések fészekmechanizmus megoldásából származó adatok (346 db 48,87%) 2) fúrólyukfal kirepedések vizsgálatából származó adatok (331 db - 46,75%) 3) ráfúrásos technikával nyert adatok (23 db - 3,25%) 4) hidraulikus kőzetrepesztésekből származó adatok (8 db - 1,13%)

77 A feszültségadatok többsége a WSMP kritérium rendszere (Zoback és Zoback, 1989) alapján minőségi besorolást kapott. Ez mutatja meg, hogy milyen súllyal vehető figyelembe az adat egy terület feszültség viszonyainak elemzése során. Az adatok ötféle minőségi osztályba kerülnek A-tól (legjobb) E-ig (legrosszabb). U jellel az ismeretlen minőségű adatok szerepelnek. Az egységes szempontú minőségi besorolás nagy előnye, hogy a meghatározások megbízhatósága közvetlenül, módszertől függetlenül összehasonlítható, és a térképi ábrázolás során mindez meg is 5.5. ábra A Pannon-térség feszültségi adatbázisában található adatok százalékos eloszlása az adatok minőségének függvényében. A minőségi beosztás a WSMP osztályozási rendszerét követi (Zoback és Zoback, 1989 ld alfejezet). vagy jó minőségűnek (A és B osztályok kb. 12%). jeleníthető (pl. a feszültségjelek hosszával). Az 5.5 ábra alapján kiderül, hogy az adatok túlnyomó többsége (kb. 80%) a C, D és E osztályokba került és csupán kisebb részük tekinthető kiváló Földrengések fészekmechanizmus megoldásából összesen 346 adat került rögzítésre (5.6 ábra), melynek alapját a Gerner et al. (1999) által felállított adatbázis képezte. Ezt számos WSMP adattal (Reinecker et al., 2004) egészítettük ki. A legújabb fészekmechanizmus megoldásoknál a fenti forrásokon túlmenően támaszkodtunk a GeoRisk Földrengéskutató Intézet munkatársai által 1999 és 2004 között publikált adatokra is (Tóth et al., 2000, 2001a, 2002a, b, 2003, 2004). Ez utóbbiak információértéke igen nagy, lévén az adatok a Pannon-medence belsejéből, azaz Magyarországról és szűkebb környezetéből származnak. Megbízhatóságuk az ország középső vidékein a legjobb, hiszen a hazánkban jelenleg működű földrengés-megfigyelő hálózat súlypontja Paks környezetében található. Fontos megjegyezni, hogy a földrengések fészekmechanizmus megoldásai a többi módszerhez képest nagyobb mélységekből (általában >5km) szolgáltatnak adatokat. A különböző típusú adatok összevetésénél ezt mindig észben kell tartani, hiszen gyakori, hogy különböző mélységekben eltérő feszültségtér uralkodik. Erre példákat a Pannonmedence területén is találunk (ld alfejezet). A fészekmechanizmus megoldások igazi értékét az adja, hogy ezzel a meghatározási módszerrel a feszültségek abszolút magnitúdóinak ismerete nélkül is következtetni tudunk a vizsgált területen uralkodó feszültségi rezsimre és a tektonikai stílusra (ld fejezet). Fúrólyukfal kirepedések analízise összesen 331 feszültségadatot eredményezett (Dövényi, 1994; Gerner et al., 1999; Windhoffer et al., 2001, 2003;

78 5.6. ábra Földrengés fészekmechanizmus megoldásokból meghatározott maximális horizontális feszültségirányok (S H ) a Pannon-térség területén. A legtöbb adat a szeizmoaktív területekről (Friuli- és Vrancea-zóna, Dinaridák) származik. A Pannon-medence térsége mérsékelten deformálódik, az adatok száma köszönhetően a Paks környezetében működtetett mikroszeizmikus megfigyelő hálózatnak mégis figyelemre méltó

79 Reinecker et al., 2004). A hazai nagy számú meghatározás mellett az adatbázis számos ausztriai, csehországi, olaszországi, lengyelországi és romániai adatot is tartalmaz (5.7. ábra). A Magyarország területén elvégzett elemzésekhez szükséges alapadatok olajipari dőlésmérésekhez kapcsolódó négykarú bőségmérő szondákkal lettek felvéve. Az adatok feldolgozása és megjelenítése az ELTE Geofizikai Tanszékén kifejlesztett számítógépes programmal történt (Dövényi et al., 1988). A szoftver a Plumb és Hickman (1985) által felállított kritériumrendszert alkalmazza, melynek segítségével a kirepedések nagy biztonsággal kijelölhetők ill. a többi fúrólyukfal deformációtól elkülöníthetők. A kiértékelések során a maximális horizontális feszültségi irányokat (S H ), az irányok szórását, a mérési mélységintervallumokat, a kút koordinátáit (EOV) és az adatok minőségét határozták meg, ill. rögzítették. Az adatbázis tartalmaz a teljes fúrólyuk alakjából, valamint fúrólyuk kamera által felvett kirepedésekből származó meghatározásokat is. Néhány hazai adat esetén kirepedés-csoportok kiértékelését is végrehajtottuk. Ez olyan egymáshoz közeli kutaknál lehetséges, ahol a fúrásokat nem választja el az S H irányokat megváltoztató földtani tényező vagy aktív szerkezeti zóna. Ekkor a kutakat együttesen feldolgozva a kiértékelés minősége jelentősen javulhat. Ilyenek voltak pl. a Kondorfa-1, -2 és a Sávoly-3,-4,- 5 fúrások. Ráfúrásos technikával elvégzett meghatározások összesen 23 feszültségadatot eredményeztek (5.7. ábra). Magyarországon a kilencvenes évek elején elvégzett mérések doorstopper technikával kerültek kivitelezésre (Gerner et al., 1993), a mérési pontok körültekintő kiválasztása mellett (mezozóos alaphegység). Az eredmények több deformációs és rugalmassági paraméter mérésének átlagaként álltak elő. Az ilyen sekély fúrásokban végrehajtott mérések minősége általában gyenge a számos, nehezen kiküszöbölhető zavaró tényező miatt (Gerner et al., 1999). A külföldi ráfúrásos adatok nagy része Ausztriából származik, kisebb részük pedig Németországból és Csehországból. A közelmúltban az üveghutai radioaktív hulladéktároló projekthez kapcsolódóan ráfúrással kapott feszültségadatok (Kovács, 2002a, b, c) is az adatbázisba kerültek, a feszültségi magnitúdó és irányok fúrásonkénti átlagát képezve. Hidraulikus rétegrepesztés eredményeket (5.7. ábra) Magyarország területéről eddig mindössze két szénhidrogén-kutató fúrás (Csólyospálos CsóK-1,4) esetében publikálták (Zakó és Bencsik, 1996; Gerner et al., 1999). A mérésekkel a feszültségi irányokat nem, de a minimális horizontális feszültség nagyságát sikerült meghatározni, s ebből a vertikális és a maximális horizontális feszültség nagysága becsülhető volt (Gerner et al., 1999). Ugyanide sorolhatjuk az üveghutai kutatásokhoz kapcsolódó tokrepesztéses, azaz a kőzet mechanikai szétfeszítésén alapuló meghatározásokat is. Összesen öt fúrásban végeztek el ilyen méréseket, melyekből a feszültségi irányokat nem, a főfeszültségek magnitúdójának arányait viszont becsülni lehetett (Kis Herczeg, 2002a-c). Az egyetlen hidraulikus rétegrepesztéssel meghatározott feszültségirány adat Németország területéről származik

80 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében 5.7. ábra Fúrólyukfal kirepedésekből, ráfúrásos mérésekből és hidraulikus rétegrepesztésekből meghatározott maximális horizontális feszültségirányok (SH) a Pannon-térség területén. Az adatok túlnyomó többsége üledékes medencékben (Pannon-medence, Kárpátok előtere) mélyített furólyukfal deformációból származik. A hazai rétegrepesztésekből a feszültségi irányok nem voltak rekonstruálhatók, a magnitúdómérések miatt azonban ezek az adatok is az adatbázisba kerültek

81 A feszültségi adatbázis szerkezete Megbízásunk értelmében a munka során összegyűjtött és az elemzésben felhasznált kőzetfeszültség adatokat adatbázisba rendeztük. Az adatbázis amely összesen 708 adatot tartalmaz a Pannon-térségből származó összes rendelkezésre álló feszültség-meghatározást tartalmazza Az adatok részletes bemutatása és elemzése a következő (5.5.) alfejezetben található. Az adatbázis a 12,25 K-28,24 K és 43,74 É-50,78 É földrajzi ablakot fedi le. Az adatokból Excel formátumban egységes adatbázis készült. Ezt a tanulmányunkban nyomtatott (1. sz. melléklet) és elektronikus formában (recens stress adatbazis.xls) is közöljük. A táblázatban minden feszültségmeghatározásnál 9 adat szerepel. Ezek rendre a következők: Adat sz.: Az adatbázis saját számozást tartalmaz, a más adatbázisokból átvett adatok ottani számozását megváltoztattuk. Minden egyes feszültségmeghatározás típushoz (ld. következő oszlop) új számozás tartozik a típusjelek előtagjával, az angolból átvett rövidítésnek megfelelően. A földrengés fészekmechanizmus meghatározások az FMS előtagot kapták. A fúrólyukfal kirepedés adatoknál, a rétegrepesztéses és a ráfúrásos meghatározásoknál az előtag (BO, HFG ill. OC) és a sorszám között szerepel a származási ország jele is. Például OC-AUT-5 az adatbázisunk szerinti ötödik, Ausztriából származó ráfúrásos kőzetfeszültség-meghatározás eredményét mutatja. Az előforduló országok jelei: AUT: Ausztria, CZE: Csehország, DEU: Németország, HUN: Magyarország, ITA: Olaszország, POL: Lengyelország, ROM: Románia. Típus: A kőzetfeszültség meghatározásának típusa (módszere). Az adatbázisban négyféle módszer eredményei szerepelnek, a rövidítésnél a nemzetközi gyakorlatnak megfelelően az angol terminusok rövidítéseit vettük alapul. BO: fúrólyukfal kirepedés analízis (borehole breakout orientation, individual breakouts), BOC: a fúrólyukfal alakjának analízise (borehole breakout orientation, cross-sectional shape), BOT: a fúrólyukfal kirepedések analízise lyukfal-kamera segítségével (borehole breakout orientation, televiewer-imaged). FMS: földrengés fészekmechanizmus meghatározás (focal mechanism solution). HFG: hidraulikus rétegrepesztés (hydraulic fracturing). OC: ráfúrásos technika (overcoring). Az összesen 708 adatból 346 földrengés fészekmechanizmus megoldásból (48,87%), 331 (46,75%) fúrólyukfal kirepedés elemzéséből, 23 ráfúrásos feszültségmeghatározásból (3,25%) és 8 rétegrepesztésből (1,13%) származik (5.4. ábra). F. szél. (É), F. hossz. (K), EOV(É), EOV(K): A feszültségi adatok koordinátái. Az első két oszlop a földrajzi koordinátákat adja meg fokokban kifejezve (tizedes formátum), míg a második kettő az Egységes Országos Vetületre átváltott koordinátákat mutatja. SH: A World Stress Map Project konvencióinak megfelelően az adott pontban mért feszültségi irányokat a maximális horizontális feszültség északtól mért irányával (azimut), fokokban kifejezve jellemezzük. Az értékek az óramutató

82 járásával megegyező irányban tartományban értendőek. Számos rétegrepesztéses mérés csak a feszültségi magnitúdókra adott közelítő értékeket (S H ismeretlen). Rezs.: A feszültségadatokból meghatározott feszültségi rezsimek, a World Stress Map Project által használt kódok alapján (ld alfejezet). U: ismeretlen (unknown), NF: normálvetős rezsim (normal faulting); NS: normálvetős rezsim oldalelmozdulásos komponenssel (transztenzió), SS: oldalelmozdulásos rezsim (strike-slip faulting), TS: feltolódásos rezsim oldalelmozdulásos komponenssel (transzpresszió), TF: feltolódásos rezsim (thrust faulting). Min.: A feszültség-meghatározások minősége a World Stress Map Project minőségi osztályainak megfelelően (ld alfejezet). A minősítés A-tól (legjobb minőség) B, C és D-n keresztül E-ig (legrosszabb minőség) terjedhet. Az ismeretlen minőségű meghatározásokat hasonlóan a rezsimekhez U jellel láttuk el A Pannon-térség jelenkori feszültségterének jellegzetességei Feszültségi irányok A Pannon-medencéből és a környező hegységekből összegyűjtött jelenkori feszültségadatok az 5.8. ábrán láthatók. A térképen a tanulmányunk keretében összeállított feszültségi adatbázis összes adatát ábrázoltuk, a különböző meghatározási technikák alapján színkódolva. Az ábra a maximális horizontális feszültségirányokat (S H ) mutatja, amelynek segítségével a fő térrövidülés irányán keresztül a vizsgált terület feszültségállapota egységes szempont alapján jellemezhető. Fontos ismét hangsúlyozni, hogy a különböző meghatározási módszerek a litoszféra más-más mélységeit képezik le (fúrólyukak vizsgálatánál általában <5km, fészekmechanizmusok megoldásánál általában >5km), ezért az összes adat együttes kiértékelése csak elsőszintű közelítésnek tekinthető. A feszültségi irányok mélység szerinti változását az alfejezetben vizsgáljuk meg. Az eddig publikált legteljesebb szintézist Gerner et al. (1999) adták a rendelkezésükre álló több száz földrengés fészekmechanizmus megoldás, fúrólyukfal deformáció analízis és néhány ráfúrásos technika segítségével nyert feszültségadat alapján. A Pannon-medencét és tektonikai környezetét a feszültségtér jellegét tekintve több feszültségi provinciára osztották. Eszerint a Déli-Alpok és az északnyugati Dinaridák területén S H iránya ÉÉNy-DDK-i és É-D-i, a tektonikai stílus egyértelműen kompresszív (S v =σ 3 ). A kompresszió iránya a Cseh-masszívum környezetében ÉNy-DK irányúra változik, ami jól beleillik a Nyugat-Európára jellemző feszültségtérbe (Müller et al., 1992). A déli Dinaridákban és a dalmát partokon feltolódás és oldaleltolódás együttesen

83 5.8. ábra A Pannon-térség jelenkori feszültségtere: maximális horizontális feszültségirányok (S H ). Az ábrán a feszültségi adatbázisban szereplő összes adat szerepel, a meghatározási módszer szerint színkódolva. FMS: fészekmechanizmus megoldás; BO: fúrólyukfal kirepedés; OC: ráfúrás; HFG: rétegrepesztés. A jelek hossza a minőségi kategóriával arányos (A: legjobb; E: legrosszabb; U: ismeretlen)

84 jellemző (transzpresszió), S H iránya itt ÉK-DNy. A Rodope masszívumban S H iránya K-Ny-i, itt a normálvetős szerkezetek dominanciája jellemző, kapcsolatot teremtve az aktívan táguló Égei-medence környezete felé. A feszültségi térképet (5.8. ábra) tanulmányozva bár az adatok szórása lokálisan számottevő lehet rögtön szembetűnő, hogy bizonyos vidékek egymástól jelentősen eltérő kompressziós (S H ) irányokkal jellemezhetők. A Pannon-térségben tehát a jelenkori feszültségtér laterálisan és mint azt a következő alfejezetben látni fogjuk vertikálisan is érdekesen változó képet mutat. Véleményünk szerint ezen inhomogenitások mögött fontos és valódi geodinamikai okok állnak, melynek elemzése az aktív tektonikai folyamatok megértésében elsőrendű fontosságú. Az aktív alpi kollíziós öv részeként a Pannon-medence geodinamikai pozíciója (aktív kollíziós folyamatok a medencerendszer peremi területein) és a litoszféra változatos felépítése (összetétel, vastagság, hőmérséklet viszonyok, reológiai szilárdság, stb.) a lemezperemi és a lemezen belüli feszültségforrások bonyolult összjátékát vetíti előre (ld alfejezet). A legmarkánsabb változás a feszültségtérben a vizsgált terület délnyugati részein jelentkezik. S H iránya a Déli-Alpoktól (Friuli-zóna) a Dinári-hegységen keresztül annak délkeleti szegélyéig (Szerbia-Montenegró) az óramutató járásával megegyező módon elfordulni látszik: míg az utóbbi területen ÉK-DNy, a Déli- Alpokban közel ÉÉNy-DDK a kompresszió iránya. A Pannon-medence központi és keleti vidékein erősen generalizálva ugyanez nagyjából ÉK-DNy-i csapású, amely fokozatosan közel ÉNy-DK-ivé válik az Erdélyi-középhegység, az Erdélyimedence majd a Keleti-Kárpátok területén (Vrancea-zóna). A Nyugati- Kárpátokban és különösen annak északi előterében a nyomás iránya közel merőleges a hegylánc ívére: nyugatabbra ÉNy-DK-i, ami keletebbre fokozatosan megint ÉK-DNy-ivá válik. A fenti nagyléptékű változás alapján tehát elmondhatjuk, hogy az S H uralkodó iránya az Adriai partvidéktől északkeleti irányban előbb a Pannon-medence belsejében, majd tovább a Kárpátok ívének irányában legyezőszerűen szétseprűződik, létrehozva a Pannon-térség recens feszültségterének jellegzetes képét (5.8. ábra). A Keleti-Alpok térségében az adatok jelentősen szórnak. Szembetűnő a különbség a fészekmechanizmus megoldásokból és a fúrólyukfal deformációs vizsgálatokból, azaz eltérő mélységből származó adatok között. S H uralkodóan északias irányú, az Alpokat a Kárpátokkal átkötő szeizmoaktív Mur-Mürz-Zsolna (ld ábra) vonal mentén azonban inkább ÉK-DNy-i kompresszió irányokat rekonstruáltak. Felszínközelben ugyanakkor inkább a keleties irányok dominálnak (ld. fúrólyukfal kirepedések adatai, 5.8. ábra) Románia területéről nagyszámú adattal rendelkezünk, köszönhetően a szeizmikusan erősen aktív Vrancea-zónában végzett jelentős számú fészekmechanizmus meghatározásnak és az Erdélyi-medencében, valamint a Kárpátok külső előterében elvégzett fúrólyukfal deformációs vizsgálatoknak. A

85 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében rekonstruált SH irányok bár komoly szórással alapvetően ÉNy-DK-i regionális kompressziót mutatnak. A Déli-Kárpátok nyugati előterében ez közel É-D-ivé válik, míg a Vrancea-zónától északra ez az irány inkább K-Ny-i. Mivel a Vrancea-zóna szeizmogén forrása kb. 200 km mélységig nyomozható, ezen a területen különösen fontos az adatok vertikális elkülönítése (ld alfejezet). A Pannon-medence belsejében igen érdekesen alakulnak a feszültségirányok: SH iránya a délnyugati peremterületeken közel É-D-i, amely keleti irányban fokozatosan ÉK-DNy-i irányúvá válik, azaz kelet felé egy negyedkört ír le az óramutató járásával megegyező irányban. Az irányok jelentős laterális változását (horizontális feszültség deviáció) már a korai feszültségtér vizsgálatok során felismerték. Eszerint a Pannon-medence különleges szerepet tölt be Európa jelenkori feszültségterében, egyfajta átmeneti zónát alkotva a Nyugat-európai és a Kelet-európai feszültség-provinciák között. Erre először Gerner (1991) mutatott rá 5.9. ábra A Dunántúlon rekonstruált SH irányok fúrólyukfal kirepedés elemzés és ráfúrásos meghatározás alapján (Windhoffer et al., 2001 nyomán). A zalai területeken jellegzetes feszültségdeviáció észlelhető: a közép-magyarországi nyírási zónától (KMZ) északra SH iránya nagyjából K-Ny-i, a zónában és attól délre pedig ÉÉK-DDNy-i. A jelenség valószínűleg az ALCAPA egység napjainkban is zajló keleties kiszökéséhez köthető. Törésvonalak Dank és Fülöp (1990) és Horváth (1993) nyomán. a Dunántúli-középhegység recens kőzetfeszültség viszonyait tanulmányozva. Kovács (1994) szerint a zalai területen az általános képhez képest eltérő maximális horizontális feszültségirányok (SH) észlelhetők. Az általa tapasztalt

86 mintegy 30 -os deviációt a nyugat-európai és az északnyugat-adriai feszültségprovinciák eredőjeként magyarázta. A Pannon-medencében a legmarkánsabb horizontális deviáció a Dunántúl nyugati területein, a Zala-medence környezetében volt rekonstruálható (Kovács, 1994; Windhoffer et al., ábra). A Dunántúli-középhegység és a Keleti- Alpok közötti térségében kis távolságon (kb. 100 km) belül S H iránya mintegy ot fordul. Az Alpokban és a Dinaridákban jellemző északias-északkeleties kompresszió a Zala-medencében közel kelet-nyugatira vált, melyet nagyszámú fúrólyukfaldeformációs mérés meggyőzően igazol. A jelenség a Dunántúliközéphegység irányában tovább nyomozható, igaz itt a fészekmechanizmusokból számolt kompresszió iránya kevésbé jól meghatározott. Zalától délkeletre, a Dél- Dunántúl területén ismét az észak-északkeleties S H irányok válnak dominánssá, amely a Dunától keletre egyértelműen északkeletivé válik. A Zalában tapasztalt jelenség - mint azt az 5.6. alfejezetben látni fogjuk csak lokális léptékű, bár igen fontos hatásokkal hozható összefüggésbe. Ez arra utal, hogy nem csak lemezperemi, hanem a lemezen belüli feszültségforrások jelentőségével is számolnunk kell Feszültségi irányok mélység szerinti változásai Nagyléptékű vertikális deviációk Amint arra az előzőekben felhívtuk a figyelmet, a feszültségi adatbázis (1. sz. melléklet) a litoszféra eltérő mélységtartományaiból szolgáltat adatokat. A fúrólyukfal kirepedés elemzések és az in situ mérések a fiatal medenceterületeken készültek, jellemzően 5 km-nél sekélyebb mélységben. A földrengések fészekmechanizmus megoldásai ezzel szemben egy szélesebb mélységtartományt ölelnek fel, leképezvén a litoszféra rideg, töréses deformációt elszenvedő szintjeit. A terület reológiai modellje (Lankreijer, 1997; 1999) és a földrengések eloszlása (Tóth et al., 2002b) alapján ez akár km mélységet is jelenthet a litoszféra vastagságának, felépítésének és hőmérsékleti állapotának függvényében. A Pannon-medence átfűtött területein ez jóval sekélyebb (5-20 km; Zsíros, 2000), a környező orogén hegyláncokban pedig mélyebb szinteket jelöl. A szeizmoaktív Vrancea-zóna különleges területet képvisel: itt a kárpáti szubdukciós lemez mára mélybesüllyedt maradványából rendelkezünk számos adattal, egészen 200 km mélységig (Zsíros, 2000). Érdemesnek látszik tehát a feszültségi adatok mélység szerinti elkülönítése és az így kapott S H irányok összevetése. A fenti megfontolások alapján elemzésünk során három mélységközt különítettünk el, a vonatkozó feszültségi adatokat térképen ábrázoltuk. A 0-5 km mélységtartományba tartozik az összes fúrólyukfal deformációs (331 db) és in situ feszültség-meghatározás (24 db) adat, kiegészítve a sekély földrengések fészekmechanizmus megoldásaival (50 adat). Az 5-50 km

87 5.10. ábra A Pannon-térség legfelső kéregnek jelenkori feszültségállapota a 0-5 km mélységtartományból származó feszültségadatok és az azokból nyert simított irányok alapján. A feszültségi adatok földrengés fészekmechanizmus megoldásokból, fúrólyukfal kirepedésekből, ráfúrásos mérésekből és hidraulikus rétegrepesztésekből lettek meghatározva. A simítás és az adatok extrapolációja Hansen és Mount (1990) algoritmusa alapján történt

88 és az km mélységtartományból csak fészekmechanizmus adataink (191 ill. 60 db) vannak. Negyvenöt fészekmechanizmus megoldás kimaradt az elemzésből, mivel a rengések fészekmélysége ismeretlen. A vonatkozó feszültségi adatokat a definiált mélységtartományoknak megfelelően három térképen ábrázoltuk (5.10., és ábra). A maximális horizontális feszültségirányok (S H ) főbb trendjeit a feszültségirányok simításával tettük szemléletesebbé, így az adatok egyidejű interpolálásával részben kiküszöböltük a mintavétel területi inhomogenitásait is. A simításhoz Hansen és Mount (1990) algoritmusát használtuk, amely az adatok sűrűségét (egymáshoz képesti távolságát) és minőségét (súlyát) egyaránt figyelembe veszi. Mélység szerint a legszembetűnőbb különbségeket (feszültség-deviációkat) a Pannon-medence nyugati szegélyén és a Keleti-Alpokban, valamint a román Kárpátok területén tapasztalhatunk. A Pannon-térség nyugati területein az adatok sekély mélységben (0-5 km) jóval heterogénebb feszültségteret tükröznek, mint nagyobb mélységben (5-50 km) (v.ö és ábra). A felszín közelében az S H irányok a Keleti-Alpok központi területein ÉÉNy-DDK-i irányúak, amely keleti irányban, a Zala-medence felé közelítve az óramutató járásával megegyezően gyorsan csaknem kelet-nyugativá válik. Tehát a kompresszió iránya laterálisan csaknem 120 -nyi deviációt mutat kb. 300 km-en belül. A mélyebb zónákban hasonló tendenciákat fedezhetünk fel, de a feszültségi irányok megváltozása oldalirányban fokozatosabb és jóval kisebb mértékű, csak mintegy nyi. A Keleti-Alpokban a mélyebb rengések ÉÉK-DDNy-i kompressziót jeleznek, ellentétben fúrólyukakból származó adatokkal. Ez a különbség a Déli-Alpok területén is nyomozható. A Pannon-medence irányában a zalai területet leszámítva a feszültségi irányok jóval kiegyenlítettebb képet mutatnak. A Pannon-medence délkeleti szegélyén és a román Kárpátok területén a különbségek ismét jelentősek. A Temesvár környéki szeizmoaktív zónában a sekélyebb adatok (5.10. ábra) összhangban a hazai adatokkal északkeleties kompressziót jeleznek, amely csak az Erdélyi-medence keleti vidékein válik határozottan ÉNy-DK-i irányúvá. A mélyebb adatok (5.11. ábra) tanúbizonysága szerint a feszültségtér fordulása már Románia nyugati részén, a Déli-Kárpátok területén bekövetkezik. Itt a mélyebb S H irányok alapvetően keleties eloszlást mutatnak, ellentétben a felszínközeli adatokkal, melyek inkább északias kompressziót jeleznek. A Vrancea-zóna területén ahol három mélységtartományból rendelkezünk adatokkal a feszültségtér függőleges irányban szisztematikusan változik. A legsekélyebb adatok (5.10. ábra) ÉÉK- DDNy-i S H irányt mutatnak, amely a mélység szerint előbb ÉK-DNy-ivá (5-50 km ábra), majd nagyjából K-Ny-ivá változik ( km ábra). A feszültségtér ilyen mértékű vertikális deviációját a litoszféra regionális léptékű reológiai rétegzettsége és emiatt a Vrancea-zónában jelenleg is igen aktív tektonikai folyamatok szintenkénti elkülönülése okozhatja (pl. kárpáti szubdukciós lemezmaradvány hatása)

89 5.11. ábra A Pannon-térség jelenkori feszültségállapota 5-50 km mélység-tartományban földrengés fészekmechanizmus megoldásokból származó feszültségadatok és az azokból nyert simított irányok alapján. A simítás és az adatok extrapolációja Hansen és Mount (1990) algoritmusa alapján történt

90 5.12. ábra A Vrancea-zóna jelenkori feszültségállapota km mélység-tartományban földrengés fészekmechanizmus megoldásokból származó feszültségadatok és az azokból nyert simított irányok alapján. A simítás és az adatok extrapolációja Hansen és Mount (1990) algoritmusa alapján történt

91 Helyi léptékű vertikális deviációk Hazánk területén több mélyfúrásban is megfigyelhető a feszültségtér függőleges irányú megváltozása (Windhoffer et al., 2001). A Nyugati-Kárpátok előteréből Jarosiński (1998, 2004) hasonló jelenségről számolt be. Ott az egymásra tolt takarókban és azok aljzatában jól elkülöníthető feszültségirányok voltak rekonstruálhatók. Két takaró határán általában egy könnyen deformálható litológiai egység ( kenőréteg ) található, lehetővé téve a takarók egymáshoz képesti elmozdulását, egymásra tolódását. Ezen határrétegek mentén gyakran túlnyomásos zónák helyezkednek el, amelyek feszültség-szigetelőként működnek, elősegítvén a függőleges feszültség-deviációk felépülését. A hazai hasonló esetekben azonban másfajta magyarázatot kell keresnünk, hiszen a tapasztalt irányváltozások nem takaróhatárokhoz köthetők. A nagyalföldi területről származó két fúrólyukban (Csólyospálos: ábra; Zsana: ábra) a feszültségirányok markáns változása a középső és felső miocén határ felett méterrel tapasztalható, míg a penészleki négy fúrás (Nyírség) kompozit szelvényében a váltás pontosan a középső miocén alsó pannon határhoz köthető (5.15. ábra). A csólyospálosi és a zsanai fúrásban nagy valószínűséggel található túlnyomásos felső miocén (alsó pannon) agyagréteg, amely elválaszthatja a két különböző S H iránnyal jellemzett tartományt. A meghatározásokból azonban nem derül ki, hogy az eltérő feszültségirányokkal jellemzett alsó szakasz egy vékony zónát alkot, vagy a mélyben esetleg megmarad a kompresszió rekonstruált iránya. További vizsgálatot igényelne, hogy a fúrásokban elért medencealjzatban milyen az uralkodó feszültségtér és annak milyen hatása van felsőbb szintekre. Engelder (1993) szerint az appalache-i és piceance-i medencék (USA) példája igazolja: az egyes rétegek mechanikai paraméterei és az üledékképződési történet (túlnyomásos zónák kialakulása) jelentősen befolyásolhatja a horizontális feszültségek irányát és nagyságát, és ezáltal akár az uralkodó tektonikai stílust is. A penészleki területen a mérések szerint nem tapasztalható túlnyomás. Itt az 1280 méter mélységben lévő középső miocén tufa és a felső miocén agyag közötti markáns litológiai és kőzetmechanikai váltás a legszembetűnőbb, ami tökéletesen egybeesik a feszültségirányok megváltozásával (5.15. ábra). Az agyagban tapasztalt irányok nagyobb mértékben szórnak a tufában meghatározott értékeknél. A négy kút adatai közül az egyik (Penészlek-2) lefedi mind a két tartományt. Fontos megjegyezni, hogy a két tartomány között közel 90 az eltérés, azaz elképzelhető, hogy az egyik (alsó) tartományban természetes hidraulikus rétegrepedések kerültek kijelölésre

92 5.13. ábra A Nagyalföldön mélyített Csólyospálos-K-5 fúrólyuk kirepedéseinek irányai. A kútban két eltérő maximális horizontális feszültségiránnyal (S H ) jellemezhető mélységköz azonosítható. S H elfordulását jelenlegi ismereteink szerint túlnyomásos zónák jelenléte okozhatja. Windhoffer et al. (2001) nyomán

93 5.14. ábra A Nagyalföldön mélyített Zsana-É-18 fúrólyuk kirepedéseinek irányai. A kútban két eltérő maximális horizontális feszültségiránnyal (S H ) jellemezhető mélységköz azonosítható. S H elfordulását jelenlegi ismereteink szerint túlnyomásos zónák jelenléte okozhatja. Windhoffer et al. (2001)

94 5.15. ábra A Penészlek-2, -3, -8, -18 fúrólyukak (Nyírség) kirepedéseinek irányai. A kútakban két eltérő maximális horizontális feszültségiránnyal (S H ) jellemezhető mélységköz azonosítható. Nyomásmérések szerint itt nem tapasztalható túlnyomás, a feszültségirányok megváltozása egy lényeges litológiai, egyben markáns kőzetmechanikai váltás mentén történik (felső miocén agyag és középső miocén tufa). Windhoffer et al. (2003) nyomán

95 Feszültségi rezsimek A feszültségirányok ismeretén túlmenően egy terület jelenkori tektonikai viszonyainak megítélésében a feszültségi rezsim ismerete is elsőrendű fontosságú. Ennek keretében azt vizsgáljuk, hogy a feszültségi ellipszoid tengelyei, azaz a főfeszültségek (σ 1 σ 2 σ 3 ) a függőlegeshez képest hogyan helyezkednek el. Eszerint három alapvető tektonikai stílust különböztethetünk meg annak függvényében, hogy melyik főfeszültség tengely esik egybe a függőlegessel (Anderson, alfejezet). A feszültségi rezsimek regionális térképezéséhez nagyszámú földrengés fészekmechanizmus megoldásra van szükség. Az in situ feszültségmérési módszerek, melyek segítségével akár a teljes feszültségi tenzor meghatározható, sajnos csak igen kevés adatot szolgáltattak, sekély mélységből. A földrengések nagyobb mélységspektrumot lefedve, a litoszféra ridegebb, töréses deformációt mutató tartományait képezik le. A fészekmechanizmus megoldások során a feszültség-magnitúdók mérése nélkül is következtehetünk a földrengést (a feszültség kioldódását) létrehozó feszültségi rezsimre, a tektonikai stílusra. A Pannon-térségből is számos fészekmechanizmus megoldás ismert, az utóbbi években több szintézis jellegű munka összegezte az eredményeket (Gerner et al., 1999; Tóth et al., 2002b). Köszönhetően a paksi mikroszeizmikus megfigyelő hálózat folyamatos működésének és az adatokat feldolgozó kollégák naprakész munkájának, a fészekmechanizmus adatbázis folyamatosan bővül (Tóth et al., 2000, 2001a, 2002a, b, 2003, 2004). Az adatok alapján kiderült, hogy napjainkban a Pannon-medence jelentős része tektonikai értelemben invertálódik: a területen eltolódásos vagy feltolódásos deformáció zajlik. Így tehát a meghatározott S H irányok gyakorlatilag azonosnak tekintendők a legnagyobb főfeszültség (σ 1 kompresszió ) irányával. A tektonikai rezsimre főleg az oldaleltolódás jellemző, feltolódásos és néhol a tágulásos komponens mellett. Az adatrendszer rávilágít arra, hogy a Pannon-medencében az extenzió befejeződött, a terület bár a kezdeti stádiumban lévő folyamat igen lassú és a szerkezeti bélyegek még nem mindenütt jelentkeznek egyértelműen jelenleg szerkezeti inverziót szenved el (Horváth és Cloetingh, 1996). A World Stress Map Project osztályozási rendszere szerint (ld és 3.5. alfejezetek) az összegyűjtött fészekmechanizmus megoldásokat (5.6. ábra) a feszültségi rezsim szerint öt osztályba soroltuk. Ennek alapján elkülönítettük a három andersoni feszültségtér típust (tágulásos v. tenziós NS; eltolódásos SS, feltolódásos v. kompressziós TF); illetve ezek kombinációját (transztenziós NS és transzpressziós TS terek). A feszültségi rezsimeket ennek alapján térképi nézetben fészekmechanizmus megoldásonként pontszerűen ábrázoltuk (5.16. ábra). A pontszerű adatokat szabályos rácshálóba átszámítva (pl. kriegeléssel) egy simított képet kapunk (5.17. ábra), amely szemléletesen mutatja a feszültségi rezsimek térbeli elrendeződését, a tektonikai stílus átmeneteit. Fontos azonban

96 figyelembe venni, hogy a simítás során az egyes rezsimosztályokhoz rendelt számok (NF=1, NS=2, NS=3, NS=4, TF=5) viszonylag egyszerű számtani átlagolását végezzük. Emiatt a térkép az ötféle rezsim számtani átlaga, azaz az eltolódásos (SS) tér javára kissé torzított képet mutathat. Úgy ítéljük meg, hogy a rendelkezésre álló nagyszámú fészekmechanizmus megoldás miatt (5.16. ábra) ennek jelentősége korlátozott. Megjegyzendő továbbá, hogy a rezsimek laterális eloszlását jelentősen befolyásolhatja egy-egy magányos adat, a simítási algoritmus ezekben az esetekben kevésbé hatékony. Jó példa erre a somogyi területeken látható egyetlen transztenziós (NS) fészekmechanizmus megoldás, melynek jelentősége az egész Dunántúlra kivetül. Hasonló hatást okoz Szlovénia északi részén egy feltolódásos (TF) esemény, lokálisnak tűnő anomáliát létrehozva. Az adatok területi inhomogenitásait és az adathiányos területek lefedését a földrengés fészekmechanizmusok további elemzése, az adatbázis folyamatos bővítése teszi lehetővé. Sajnos a BAF közvetlen környezetében, a Dél- Dunántúlon igen kevés adat áll rendelkezésünkre, ami az ilyen típusú vizsgálatok jövőbeni jelentőségét támasztja alá. A BAF kutatási programjának keretében tervbe vett mikroszeizmikus megfigyelő hálózat erre kitűnő lehetőséget fog nyújtani. Az ábra alapján kiderül, hogy a Pannon-térségben a feszültségi rezsimek laterálisan igen változatos képet mutatnak. A Déli-Alpok és a Dinaridák területén feltolódásos (TF) és transzpressziós (TS) aktív deformáció ill. feszültségtér rekonstruálható. A feszültségi kép még ezen a területen belül sem tekinthető teljesen egyveretűnek: míg a Friuli-zónában, az Adria-tenger partvidékén és Bosznia-Hercegovina nagy részén egyértelműen kompressziós, addig több közbülső területen így pl. Zágrábtól északra eltolódásos tér figyelhető meg. Elképzelhető, hogy a tektonikai stílus kis távolságon vett megváltozása a regionális feszültségtér és a fontosabb aktív törésvonalak kölcsönhatásának tudható be, egyaránt lokális zavarokat okozva a tektonikai stílusban (ld. Müller et al., 1997) és a feszültségi irányokban. Helyi blokkok mozgásával, rotációjával szintén számolhatunk. A rezsimeket a Pannon-medence belseje felé megvizsgálva látható, hogy a tektonikai stílus az Adriai-tenger partvidékétől északkelet felé haladva fokozatosan egyre inkább eltolódásos (SS zöld árnyalat) karaktert ölt. Az alföldi területeken a fészekmechanizmusok és a szerkezeti elemzések (ld. Windhoffer et al., 2003) néhol transztenziós jelenkori feszültségteret jeleznek. Észak felé haladva a magyar-szlovák határ környezetében markánsan jelentkezik egy extenziós terület, amely 4-5 fészekmechanizmus megoldás alapján volt azonosítható (ld ábra). Sajnos ettől északra nincs további adatunk, így nem derül ki, hogy ezt lokális inhomogenitásnak, esetleg egy különálló feszültségi provinciának tekinthetjük

97 5.16. ábra Feszültségi rezsimek és tektonikai stílus a Pannon-térségben. A körök színezése a World Stress Map Project osztályozási szabályai alapján az egyes földrengés fészekmechanizmus megoldásokból nyert rezsimet jelzi. NF: tisztán normálvetős (extenziós) feszültségtér; NS: kevert eltolódásos és normálvetős feszültségtér (transztenzió); SS: tisztán eltolódásos feszültségtér; TS: kevert fel- és eltolódásos feszültségtér (transzpresszió); TF: tisztán feltolódásos feszültségtér. Bada et al. (2004) nyomán

98 5.17. ábra A feszültségi rezsimek és tektonikai stílus a földrengés simított és interpolált képe alapján, valamint a fészekmechanizmus megoldások szerinti S H irányok a Pannon-térségben. NF: tisztán normálvetős (extenziós) feszültségtér; NS: kevert eltolódásos és normálvetős feszültségtér (transztenzió); SS: tisztán eltolódásos feszültségtér; TS: kevert fel- és eltolódásos feszültségtér (transzpresszió); TF: tisztán feltolódásos feszültségtér. Bada et al. (2004) nyomán

99 A Keleti-Alpok területén egyértelműen eltolódásos (SS) a feszültségtér, ami elsőre talán meglepő, hiszen az Alpok tengelyében zajlik az Adria és Európa közötti kontinentális kollízió, ami igen komoly horizontális feszültségeket indukál. Ebből alapvetően egy feltolódásos (TF) térre következtethetnénk. A Keleti-Alpok jelenleg is zajló keleties kiszökése ezt a képet jelentősen befolyásolja, létrehozva egy alapvetően eltolódásos tektonikai stílust és számos nagyléptékű nyírási zónát (pl. Mur-Mürz-Zilina vonal). Románia területén a feszültségi rezsimek nagyfokú változatosságot mutatnak. A Déli-Kárpátok kiemelt vonulatai valószínűleg a megnövekedett gravitációs potenciális energia hatására alapvetően extenzió alatt állnak. A Vrancea-zóna közelében igen komplex a kép: itt mindhárom andersoni tektonikai rezsimre (NF, SS, TF) szép számmal találunk példákat. A feszültségi irányok hasonlóan nagy szórást mutatnak, részben a mélység függvényében (ld alfejezet). Az Erdélyi-medence nagy része eltolódásos feszültségi rezsimmel (SS) jellemezhető. Románia északi részén lokálisan tágulásos (NF, NS) és kompressziós (TF, TS) rezsimek váltják egymást, kis távolságon belül. A földrengések fészekmechanizmus megoldása során nem csak a P, B és T tengelyek irányait, hanem a vetősíkot és a nodális síkot is, valamint az azokon tapasztalt csúszási vektorokat is meghatározzák ill. becsülik. Ezen adatok együttes, statisztikai elemzése segítségével a jelenkori feszültségtér megfelelő pontossággal meghatározható, úgy a főfeszültségi irányok (σ 1 σ 2 σ 3 ), mint azok relatív nagysága (R= (σ 2 - σ 3 )/(σ 1 - σ 3 )) tekintetében. A vizsgálat során tehát a feszültségi ellipszoid pontos alakja és orientációja kerül meghatározásra. Az inverziós eljárás teljesen analóg a mikrotektonikus mérésekkel nyert kinematikai indikátorok inverziójával: a vető és a vetőkarc szerepe a fészekmechanizmus megoldások során nyert vetősíkokkal és csúszási vektorokkal azonos. A módszer elméleti alapjai a 3.5. és 3.6. alfejezetekben olvashatók. A feszültségi adatbázisban szereplő összesen 346 db fészekmechanizmus megoldásból összesen 368 db sík (vető és/vagy nodális) geometriája és a csúszási vektorok voltak fellelhetők, melyek az inverzió bemeneti adatait jelentették. Az elemzés során D. Delvaux TENSOR nevű inverziós szoftverét használtuk (Delvaux, 1993). Az adott vetőpopuláció és a csúszási irányok segítségével kiszámolhatók voltak azok a (redukált) feszültségtenzorok, amelyek a megfigyelt elmozdulásokat, a kinematikai képet létrehozhatták. Az inverzió során felhasznált vetőpopulációkat és csúszási vektorokat, valamint a számolt főfeszültség irányokat sztereografikus vetületben ábrázoltuk (5.18. ábra). Figyelembe véve az inverzió legelső eredményeit, valamint a Pannon-térség feszültségi irányainak és a rezsimek laterális eloszlásának változatosságát, célszerűnek látszott az adatokat a tektonikai pozíció szerint csoportosítani. Az inverziót elvégezve összesen hét régiót különböztethetünk meg, amelyeken belül a feszültségtér viszonylag homogén képet mutat (5.18. és ábra):

100 5.18. ábra Földrengés fészekmechanizmus megoldásokból származtatott kinematikai indikátorok (vetőgeometria, csúszási vektorok) inverziója a Pannontérség főbb szerkezeti egységeire. Az adatok ábrázolása sztereografikus projekció segítségével, Schmidt-féle alsó félgömb vetületben történt. Bada et al. (2004) nyomán

101 - A Friuli-zónában (5.18/A ábra) jellemzően KÉK-NyDNy-i csapású feltolódások fordulnak el elő. A feszültségtér kompressziós jellegű (TF), a két nagyobb főfeszültség (σ 1, σ 2 ) a vízszintes síkban található. σ 1 iránya ÉÉNy-i (azimut: 165 ). R=0,25-0,35. - A Dinaridák nagy részén (5.18/B ábra) ÉK-DNy-i orientációjú balos ill. ÉNy-DK-i orientációjú jobbos eltolódások fordulnak elő, főképpen feltolódásokkal kombinálódva. A feszültségtér transzpressziós jellegű (TS), a legkisebb főfeszültség (σ 3 ) itt is függőleges. A kompresszió (σ 1 ) iránya ÉÉK-DDNy-i (azimut: 195 ). R értéke közel zérus, azaz σ 2 és σ 3 közel azonos magnitúdójú, ami egy instabil feszültségteret jelez, ahol a két kisebbik főfeszültségi tengely könnyen felcserélődhet. Ez a tektonikai stílus lokális megváltozását vonhatja maga után. - Bár kevés az adat, a DK-Dinaridák területén (főképp Szerbiában) (5.18/C ábra) egy stabil (R=0,55), feltolódásos (TF) feszültségtér volt azonosítható ÉK-DNy-i irányú kompresszióval. A területen főleg az ÉNy-DK-i csapású feltolódások dominálnak. - A Keleti-Alpok nagy részén (5.18/D ábra) főleg ÉK-DNy-i és ÉNy-DK-i orientációjú eltolódásokat tapasztalunk, S H =σ 1 iránya közel észak-déli (azimut: 5 ). R értéke 0,2-0,3. - Az igen szeizmoaktív Mur-Mürz-Zsolna lineamentum környezete (5.18/E ábra) eltérő feszültségiránnyal jelentkezik a Keleti-Alpokon belül, amely egyértelműen eltolódásos (SS) jellegű, R értéke A kompresszió iránya (azimut: 310 ) 35 fokos deviációt mutat a Keleti-Alpok más területeihez képest. - A Pannon-medence nagy részén (5.18/F ábra) a vetőpopuláció nagy szórást mutat. A feszültségtér eltolódásos jellegű (SS), a legkisebb főfeszültség (σ 3 ) függőleges. A kompresszió (σ 1 ) iránya ÉK-DNy-i (azimut: 40 ). R értéke 0,5 körüli. - A Pannon-medence délkeleti peremén, a temesvári szeizmoaktív területen (5.18/G ábra) eltolódásos feszültségtér uralkodik, S H =σ 1 iránya közel ÉK-DNy-i (azimut: 55 ). R értéke 0,3 körüli. A hét régióra elvégzett inverzió végeredményét térképi nézetben, a lokális feszültségtér generalizált képével (főfeszültségi irányok és R értékek) is ábrázoltuk (5.19. ábra). A rekonstruált feszültségi rezsimeket, a tektonikai stílust ill. a feszültségi ellipszoidokat Philip (1987) diagramján szemléletesen jeleníthetjük meg (5.20. ábra). Az inverzió megerősítette a fészekmechanizmus megoldások pontszerű adataiból alkotott képünket. A Dinaridák és a Friuli-zóna területén feltolódásos (TF) és transzpressziós (TS) deformáció az uralkodó. A Keleti- Alpokban és a Pannon-medencében egyértelműen eltolódásos tér uralkodik, bár főleg a medenceterületeken gyakoriak a lokális inhomogenitások

102 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében ábra Földrengés fészekmechanizmus megoldásokból rekonstruált feszültségi provinciák a Pannon-térség főbb szerkezeti egységeiben. A főfeszültség (σ1, σ2, σ3) irányok és R értékek (R=(σ2 - σ3)/(σ1 - σ3)) segítségével (ld ábra) a tektonikai stílus és a feszültségtér stabilitásának laterális változása jól nyomon követhető. A európai kapcsolatokat a ábra mutatja. Bada et al. (2004) nyomán. Összefoglalásképpen tehát elmondható, hogy a terület délnyugati peremvidékeitől a medence belseje felé haladva a feszültségi rezsimek fokozatosan változnak előbb feltolódásosból (TF) transzpressziós (TS) jellegűvé (Dinaridák), majd a medence belsejében eltolódásos (SS), néhol transztenziós (NS) karakterűvé. Ez a trend a feszültségtér numerikus modellezésének segítségével válik értelmezhetővé (ld alfejezet): a Pannontérség jelenkori deformációjának és szerkezeti inverziójának fő hajtóereje az Adriai-mikrolemez északias mozgása és forgása. A kompressziós erőhatások és feszültségek az adriai perem felől a medence belseje felé továbbítódnak, az Adria-nyomás hatása azonban északkeleti irányban fokozatosan lecsökken Feszültségi magnitúdók A magnitúdók tekintetében a Pannon-térség feszültségi adatbázisa rendkívül szegényes. Általában is jellemző, hogy a litoszférában ható erők és feszültségek magnitúdójára vonatkozó ismereteink igen szerények (Reinecker et al., 2004). Közvetlen mérések csak a felszín közelében, pár km mélységig lehetségesek az ún. in situ módszerek segítségével (pl. hidraulikus rétegrepesztés, ráfúrás). A

103 5.20. ábra Tektonikai stílus a Pannon-térség főbb szerkezeti egységeiben a feszültségi ellipszoid alakja (R=(σ 2 - σ 3 )/(σ 1 - σ 3 )) és tengelyeinek (σ 1,σ 2,σ 3 ) irányultsága alapján. TF: tisztán feltolódásos feszültségtér; SS: tisztán eltolódásos feszültségtér; TS: kevert fel- és eltolódásos feszültségtér (transzpresszió); NS: kevert eltolódásos és normálvetős feszültségtér (transztenzió). Bada et al. (2004) nyomán. vizsgált területen összesen 31 ilyen mérés történt, több-kevesebb sikerrel. A mélyebb tartományokból mérések nem, csak nagyfokú egyszerűsítéseket alkalmazó modellezési eredmények állnak a rendelkezésünkre. Hidraulikus rétegrepesztés eredményeket Magyarország területéről eddig mindössze két szénhidrogén-kutató fúrás (Csólyospálos CsóK-1,4) esetében publikálták (Zakó és Bencsik, 1996; Gerner et al., 1999). A mérésekkel csak a minimális horizontális feszültség (s 3 ) nagyságát lehetett meghatározni, a vertikális és a maximális horizontális feszültségek magnitúdóját rendre a terhelő kőzet súlyából és a vetőkön fellépő súrlódási tényező becslésével számolták. A két mérés közel azonos eredményt hozott: a legkisebb főfeszültség nagysága 65,4 és 66 MPa, a legnagyobb főfeszültség magnitúdójára 204 és 205,9 MPa értéket számítottak (5.21. ábra). Ehhez a csoporthoz sorolhatjuk az üveghutai kutatásokhoz kapcsolódó tokrepesztéses méréseket is, melyek a kőzet mechanikai szétfeszítésén alapulnak. Összesen öt fúrásban végeztek el ilyen méréseket, amelyekből a főfeszültségek magnitúdójának arányára lehetett következtetni (Kis Herczeg, 2002a, b, c). A mérések eredményei azt mutatják, hogy a horizontális feszültség-értékek jelentősen meghaladják a vertikális

104 feszültség nagyságát, ami összhangban van a Mecsek hegység környezetében tapasztalt fiatal (aktív) térrövidüléssel. A ráfúrásos adatok nagy része Ausztriából, Németországból és Csehországból származik. Itt a meghatározott feszültségi rezsimek általában eltolódásos (SS) vagy feltolódásos (TF) jellegűek. Hazánkból Gerner et al. (1993) publikáltak hasonló adatokat: a szerzők összesen öt sikeres ráfúrásos mérést végeztek az ország különböző szerkezeti egységeiben. Az eredmények alapján megállapítható volt, hogy a ráfúrásos technika igen érzékeny a morfológiai-szerkezeti viszonyokra és a kőzetminőségre. Az eredmények Beremenden, Miskolcon, Tatán és Szabadbattyánban tenziós, míg Ugodon kompressziós feszültségteret mutattak. A tervezett üveghutai radioaktív hulladéktároló felmérése kapcsán egy hazai fejlesztésű szondával ráfúrásos méréseket hajtottak végre, összesen négy sekélyfúrásban. Az átlagos mérési mélység 35 méter volt, a rétegterhelésből származó vertikális feszültség σ v = ρ g z 0,8 MPanak adódott, 2300 kg/m 3 átlagos sűrűséget feltételezve. Ennek járuléka a vízszintes feszültség komponensekhez kb. 0,26 MPa volt. Mivel a ábra Feszültség magnitúdók becslése a Pannon-medence sekélyfúrások rendre központi részében (Csólyospálos). A legkisebb főfeszültségek (σ völgytalpakon mélyültek, a topográfiai hatás 3 ) értékei hidraulikus rétegrepesztés során lettek meghatározva (Gerner et al., 1999 nyomán). becsült értéke 0,3 MPa volt. A mérések a maximális horizontális feszültségre átlagosan 3,5 MPa értéket, a minimális horizontális feszültségre 2,4 MPa magnitúdót adtak. Ezek az értékek a Rummel (1986) által közölt mélység-feszültség diagram értékeivel jó egyezést mutatnak, a meghatározott irányok pedig beleillenek a Mecsek környezetére rekonstruált északias S H trendbe. Összevetve az ugyanezen fúrásokban végzett tokrepesztés adatokkal elmondhatjuk, hogy a ráfúrásos technika által szolgáltatott magnitúdó értékek szisztematikusan kisebbek a tokrepesztéssel kapott mérési eredményeknél

105 5.6. Következtetések a Pannon-medence jelenkori geodinamikájára a feszültségi adatok és numerikus modellezési eredmények alapján A jelenkori feszültségadatok részletes elemzésével párhuzamosan célszerűnek látszott numerikus modellezési vizsgálatok elvégzése is. Ez segíti a feszültségtér helyes értelmezését, a feszültségek eredetének megértését és végső soron a jelenkori geodinamikai kép feltérképezését. A munka már a kilencvenes években elkezdődött és az első eredmények legalábbis a Pannon-medence skáláján sikeresnek tekinthetők (Bada, 1999; Bada et al., 1998, 2001). A numerikus modellezési technikák közül az ún. végeselemes modellezési eljárást (Finite Element Modelling, FEM) alkalmaztuk, amely különösen akkor hasznos, ha a vizsgált terület bonyolult geometriával és többféle, különböző mechanikai paraméterrel rendelkező térrészből épül fel (sokféle litológia, gyűrt szerkezetek, stb.). A módszer alapja, hogy a vizsgálandó tértartományt véges számú kicsi térrészre (elemekre) osztjuk, és az adott fizikai problémát (jelen esetben szilárd testek deformációját) leíró differenciálegyenleteket ezeken a elemeken belül külön-külön oldjuk meg egyszerű polinom közelítéssel, illetve a határfeltételek illesztésével. A módszer előnye, hogy a deformálódó objektum mechanikai paramétereinek, az anyag deformáció hatására történő viselkedésének, illetve a határfeltételek pontos ismerete esetén az eredmény (feszültség és deformációs tér) a valóságot igen jól közelíti. Ez a feszültségi adatbázis segítségével ellenőrizhető. A modellezés során a vizsgált területre ható erőket, azok relatív fontosságát és a feszültségtér hatása alatt álló médium (litoszféra) viselkedését (deformáció) vizsgálhatjuk. A számítás menete a következő: a modell geometriai és mechanikai jellemzőinek (pl. vizsgált kőzetlemez alakja, mérete, vastagsága, reológiai tulajdonságai, stb.) definiálása után a lemeztektonikai folyamatokat szimulálandó a modell peremeit vagy deformáljuk, vagy pedig egy adott nyomó-, vagy húzóerőt fejtünk ki rá. Ezután minden egyes elemre kiszámoljuk a főfeszültségirányokat és magnitúdókat: ez a rendkívül számításigényes művelet nagyteljesítményű számítógépekkel ma már viszonylag egyszerűen elvégezhető. A Pannon-térség recens feszültségterének modellezése során kiderült, hogy a Pannon-medence térségének legmarkánsabb jelenkori lemeztektonikai folyamata az Adriai-mikrolemez északias mozgása és az óramutató járásával ellentétes irányú forgása (Bada, 1999; Bada et al., 1998, 2001). Ez a viszonylag kisméretű litoszféraszegmens déli irányból ütközik, préselődik a modellezett területnek (5.22. ábra). Az Adriai-mikrolemez mozgásának irányát űrgeodéziai mérések (Ward, 1994; Grenerczy et al., 2000; Oldow, 2002; Grenerczy és Kenyeres, 2004) és szeizmotektonikai vizsgálatok eredményei is (Anderson és Jackson, 1987) is

106 5.22. ábra Az Alpi-Mediterrán rendszer központi részének jelenkori geodinamikai képe a főbb lemezhatárokkal, a fontosabb aktív szerkezetekkel és az űrgeodéziai módszerrel (GPS) meghatározott sebességvektorokkal. Szerkezeti elemek Faccenna et al. (2004) nyomán

107 alátámasztják. Ez a meglehetősen ridegen viselkedő, a mezozoikum és a kora tercier során az afrikai lemezhez tartozó, de ma már ahhoz képest az óramutató járásával ellentétes értelmű rotációt mutató egység a központi Mediterráneum jelenkori geodinamikai képét alapvetően meghatározza. Míg délkeleti oldalán, az Appenninek déli vonulatai és a Calabriai-ív mentén aktív szubdukció folyik, addig az északi és keleti peremein kontinentális kollízió zajlik, gyakran ferde irányban, transzpressziós jelleggel (5.22. ábra). A modellezések alapján megállapíthatjuk, hogy főképp a délnyugat felől ható intenzív nyomás ("Adria-nyomás" ábra) felelős a Pannon-térség recens, főképp eltolódásos ill. kompressziós jellegű feszültségterének létrejöttéért. A területen tapasztalt feszültégi irányok regionális eloszlása jellegzetes, legyezőszerű képet mutat: a kompresszió (S H ) Friuli-zónában tapasztalt É-D-i iránya délkelet és a medenceterületek belseje felé fokozatosan elfordul és jellemzően ÉK-i orientációt vesz fel (5.19. ábra). Ez a megfigyelés összhangban van az Adria mozgásvektorának hasonló értelmű megváltozásával: míg a Friulizóna területén a kollízió ÉÉNy-i irányú, a dalmát partok mentén ez fokozatosan ÉK-i irányúvá fordul. Az Adria-nyomás hatása a Pannon-medence belsejéig jól nyomon követhető. A feszültségi rezsim szisztematikus laterális megváltozása (5.19. és ábra) azonban azt mutatja, hogy Adriától távolodva ez a hatás egyre kevésbé hangsúlyos. A terület délnyugati peremvidékeitől a medence belseje felé haladva a feszültségi rezsimek fokozatosan változnak előbb feltolódásosból (Friuli) transzpressziós jellegűvé (Dinaridák), majd a medence belsejében eltolódásos (Dunántúl nagy része), néhol transztenziós (Derecske) karakterűvé. Úgy tűnik tehát, hogy az Adriai-mikrolemez északias mozgásából és forgásából fakadó kompressziós erőhatások a medence belseje felé csillapodva fejtik ki hatásukat. Ez jó összhangban van Grenerczy és Kenyeres (2004) GPS adatok segítségével kidolgozott sebesség modelljével, amely szerint a mozgás nagy része az alpi és dinári orogének belsejében emésztődik fel, míg a medence belsejében a sebességek lecsengenek (5.22. ábra). Ennek ellenére a szerzők így is jelentős, 1,5-4 mm/év rövidülést becsülnek a Pannon-medence egészére vonatkozóan, melynek iránya a központi területeken alapvetően DNy-ÉK-i. Megállapíthatjuk tehát, hogy egymástól teljesen független (kőzetfeszültség, űrgeodéziai, szerkezetföldtani) adatrendszerek egyaránt a Pannonmedencében zajló aktív térrövidülést, a medence szerkezeti inverzióját bizonyítják. A Pannon-medence keleti oldalán helyi transztenziót is tapasztalhatunk. Ez arra utalhat, hogy a feszültségteret a litoszféra-asztenoszféra kölcsönhatás lokálisan befolyásolhatja (Becker, 1993) ill. hogy az inverzió idő-, és térbeli migrációja ezt a területet csak kevéssé érintette. Még tovább kelet felé, az Adria-nyomás hatása a romániai területeken csak korlátozottan, a Vrancea-zóna felől ható északnyugatias irányú kompresszióval együtt érvényesül. Az Adriai-mikrolemez nagytektonikai pozíciója és deformáció-története az Alpok és a Pannon-medence fejlődésének szempontjából kulcsfontosságú. Ratschbacher et al. (1991) analóg modellezés segítségével igazolták, hogy a

108 Keleti-Alpok oligo-miocén fejlődése során a kéregvastagodással egy időben a topográfiai magaslatok területén horizontális húzófeszültségek hatottak a Keleti- Kárpátok kelet felé hátráló szubdukciós frontjának irányában. A Keleti-Alpok szétfolyását (extenziós kollapszusát) az alpi orogén öv túlvastagodott és így instabillá vált kérgének oldalirányú szétterülése, extrúziója okozta. Az Alpok kéregvastagodását, így közvetve annak keleti irányú kipréselődését is az Adriaimikrolemez északias mozgása, az európai lemezre ható intenzív nyomása okozza, gyakorlatilag a miocén időszak óta folyamatosan (Decker et al., 2004). Adria mozgásának története a Pannon-medence egykori (paleo)feszültségtereinek történetére is komoly hatással volt (Bada, 1999; Fodor et al., 1999). A deformációs front közelében, azaz a Pannon-medence délnyugati területein (pl. Zala, Mecsek) a szerkezeti inverzió jóval korábban, már a miocén végén elkezdődött. A folyamat időben fokozatosan terjedhetett a medence belső vidékei felé. Ez természetesen azt is jelenti, hogy az inverzió szerkezeti bélyegei a Pannon-medence nyugati területein jóval markánsabbak a keleti térségekhez képest (v.ö. zalai redők és derecskei transztenzió). A tektonikai stílusra igen jellemző, hogy délnyugaton inkább a (tisztán) kompressziós szerkezetek uralkodnak, ami északkelet felé előbb transzpressziós (Dunántúl), majd eltolódásos, lokálisan transztenziós jelleget ölt (Nagyalföld). Bár az aktív szerkezetek részben a feltártsági viszonyok, részben a fiatal üledékek redukált vastagsága vagy éppen hiánya miatt térképezése a Pannon-medencében igen problematikus, a térség neotektonikus szerkezeti viszonyairól elmondhatjuk, hogy a deformáció alapvetően egykori törésvonalak ismételt felújúlásához köthető. Ezek a reaktivált törések bonyolult geometriával rendelkező, szélesebb nyírási övekbe rendeződnek (5.23. ábra). Jó példa erre a közép-magyarországi nyírási öv, amely az ALCAPA és a Tisza egységek között egy képlékeny, könnyen deformálható, többször felújult (Csontos és Nagymarosy, 1998) és valószínűleg neotektonikusan aktív zónát alkot. A modellezésnél fontos bemenő paraméter volt a vizsgált terület topográfiája és a litoszféra, valamint a kéreg vastagságának megváltozása is. Ezek mind sűrűséganomáliákat hoznak létre a litoszférában, melyek lemezen belüli, gravitációs eredetű feszültségek forrásául szolgálhatnak (ld alfejezet). Általánosan megfogalmazva: egy kiemelt szerkezeti egység (pl. egy aktív orogén hegylánc, ld. Keleti-Alpok) nagyobb helyzeti energiájánál fogva mintegy szétterülni igyekszik és ezért környezetére (pl. egy alacsony fekvésű üledékes medence, pl. Pannon-medence) nyomóerővel hat (Bird, 1991). Eközben maga a hegység a csapására merőleges tágulást szenved el. A magasságeloszlás ismeretében, a sűrűségi viszonyok figyelembevételével, valamint lokális izosztáziát feltételezve a végeselemes modell minden elemének gravitációs helyzeti energiája, így azok különbségéből a gravitációs (azaz lemezen belüli) eredetű feszültségek is számolhatók (Coblentz et al., 1994). A számítás során kiderült, hogy a Pannonmedence nyugati vidékein a gravitációs eredetű feszültségek válnak dominánssá: a Keleti-Alpok kiemelt hegyláncai K-ÉK-i irányú nyomóerővel hatnak erre a

109 térségre (Bada et al., ábra). Mindez jó összhangban van a legújabb űrgeodéziai mérések eredményeivel (Grenerczy et al., 2000; Grenerczy és Kenyeres, 2004), miszerint ez a szerkezeti egység napjainkban K-ÉK-i irányban mozog (5.22. ábra). Köszönhető ez annak, hogy a rendkívül merev Csehmasszívum és az észak felé mozgó, ugyancsak rideg Adriai-mikrolemez közé ékelt ALCAPA egység egyetlen "menekülési" (escape) útvonala keleti irányban, a reológiailag gyenge Pannon-medence felé adódik. A Keleti-Alpok gravitációs eredetű kompressziós hatása miatt a feszültségtér rövid távon (pár 10 km) jelentősen megváltozik: a Dinaridák és Alpok területén tapasztalt északias kompresszió csaknem 90 -ot fordul, és K-Ny-i irányt vesz fel. Az irányok váltása a közép-magyarországi nyírási zónától (5.23. ábra KMZ) északra következik be. Maga a KMZ inkább a déli egységek (Tisza, Dinaridák) feszültségterével és kinematikai képével mutat rokonságot. A zalai területen található anomális (keleties) feszültségirányok bár kevésbé élesen a Dunántúli-középhegységben is tovább nyomozhatók. A feszültségi és mozgási (GPS) vektorok tehát igen jó egyezést mutatnak (5.22., ábra). Hasonló, gravitációs eredetű feszültségek hatása akár a BAF környezetében, a Mecsekben is fontos lehet. A hegység transzpressziósan, azaz egy nyírási zóna mentén, kiemelt tömege gravitációsan szétterülni igyekszik, eközben a peremei mentén akár a fiatalabb üledékekre is rátolódhat. Ezen értelmezés kvantitatív igazolásához vagy éppen cáfolatához azonban új feszültségi adatokra és további (lokális) modellszámításokra lenne szükség. A gravitációs eredetű feszültségek vizsgálatának segítségével a Pannonmedencében fennálló maximális főfeszültség magnitúdójára közelítő becslést adhatunk. A számítások azt mutatják, hogy a Pannon-medence délnyugati vidékén, így többek között a Dél-Dunántúl területén is, komoly kompressziós feszültségek koncentrálódhatnak (Bada et al., 2001). A Pannon-medence tágulását és süllyedését a Keleti-Kárpátok íve mentén ható szubdukciós hatás tette lehetővé, amit a medencerendszer alatt kialakult asztenoszféra felboltozódás tovább erősített (pl. Horváth, 1993; Csontos, 1995; Fodor et al., 1999). A tágulás az alpi kollíziós zónából keleti irányba kipréselt korábbi orogén egységek gravitációs összeomlásával, megnyúlásával és süllyedésével járt. Néhány millió éve, valószínűleg a pliocén időszak végétől, azonban a geodinamikai kép alapvetően megváltozott. Az alábukó lemez további hátragördülése (roll-back) nem volt lehetséges, emiatt a szubdukciós szívóhatás napjainkra teljesen eltűnt (Wortel és Spakman, 2000). Ettől kezdve a Pannonmedencét minden irányból stabil kontinentális litoszféra egységek keretezik, így a kéreg és a litoszféra további extenziójának lehetősége megszűnt. A tektonikai környezet megváltozásának legfontosabb következménye az, hogy egy új, alapvetően kompressziós feszültségtér kezdett el kialakulni nagyjából a pliocén végétől, a negyedidőszak kezdetétől. Ennek jellegét alapvetően az afrikai eredetű Adriai-mikrolemez és Európa folyamatos konvergenciája, ezen belül is elsősorban Adria mozgásának helyről helyre vett iránya és sebessége határozza meg

110 Feszültségtér Európában és a Pannon-medence térségében ábra A Pannon-térség nyugati részének neotektonikai vázlata. A maximális horizontális feszültségirányok (SH) az Adriai mikrolemez észak-északkeleti irányú nyomásának és a KeletiAlpok gravitációs eredetű nyomásának eredőjeként igen heterogén képet mutatnak. BAF: Bodai Aleurolit Formáció; KMZ: Közép-magyarországi nyírási zóna; MMZ: Mur-Mürz-Zsolna vonal; PAL: Periadriai lineamens. 1: Európai előtér; 2: Cseh-masszívum; 3: molassz öv; 4: flis öv; 5: pre-tercier a felszínen; 6: eltolódás; 7: redő és feltolódás, 8: Adriai mikrolemez mozgási iránya, 9: tektonikus transzport iránya, 10: helyi tenzió, 11: helyi kompresszió, 12: SH trajektóriák. A süllyedéstörténeti és feszültségi modellszámítások szerint a negyedidőszaki vertikális deformációs kép kielégítően magyarázható lemezen belüli megnövekedett kompressziós feszültségek hatásával (Horváth és Cloetingh, 1996). Mivel a késő pliocéntől kezdődően a Pannon-medence aljzatát alkotó litoszféra egységek merev kontinentális környezetbe kerültek, a területre több irányból is nyomóerők hatnak, amelyek közül az Adriai-mikrolemez nyomása és a Keleti-Alpok gravitációs hatása a legfontosabb. Emiatt a tektonikai fejlődés egy új szakasza kezdődött el: a tágulás és a kéregnyúlás befejeztével a Pannonmedence szerkezeti inverziója a pliocén végétől kezdődően napjainkban is tart. A húzófeszültségek teljes megszűntével a rendkívül kivékonyodott és átfűtött, éppen