Átírás

1 Eötvös Loránd Tudományegyetem Természettudományi Kar A BARLANGI RADON-KONCENTRÁCIÓ VISELKEDÉSÉNEK VIZSGÁLATA A PÁL-VÖLGYI-BARLANGBAN Szakdolgozat Készítette: Kövér András EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR BIOLÓGIA-KÖRNYEZETTAN SZAK Témavezető: DR. HORVÁTH ÁKOS EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR ATOMFIZIKAI TANSZÉK Budapest, 2007.

2 Köszönettel tartozom Dr. Kiss Ádámnak, az ELTE Atomfizikai Tanszék vezetőjének, aki lehetőséget adott, hogy ezt a szakdolgozatot a tanszéken írhattam. Külön köszönet jár Dr. Horváth Ákosnak, az ELTE Atomfizikai Tanszék docensének a hosszan tartó, sokszor estébe nyúló, áldozatos munkájáért, ami nélkül e dolgozat nem jöhetett volna létre. Továbbá köszönet illeti Kiss Attilát, a Pál-völgyi-barlang vezetőjét a mintavételben nyújtott segítségért, illetve a lehetőségért, hogy a barlangban méréseket végezhettünk. Ezúton mondok köszönetet Dr. Szabó Csabának, az ELTE Kőzettani-Geokémiai Tanszék docensének az urán és rádium tartalmú ásványok témakörében nyújtott ismeretekért. Hálás köszönetet érdemel Dr.Weidinger Tamás az ELTE Meteorológiai Tanszékének docense, valamint Kern Anikó, akik részletes városklíma adatokkal segítettek vizsgálatainkat. Köszönöm továbbá dr.schróth Ágnesnek a tanári részben nyújtott szakmai segítséget. Végül karmikus köszönet jár Bezsenyi Anikónak, hogy a téma háttéranyagának rendszerezésével önzetlenül kitaposta előttem eme dolgozat elkészüléséhez vezető utat, ötleteivel segítette a tanári rész befejezését, valamint a több éves közös munka során nyújtott segítségért is örökre hálás maradok, és azért is, mert megtapasztalhattam, milyen az, amikor két tájékozódási zavarral küzdő klausztrofóbiás barlangászik.

3 TARTALOMJEGYZÉK BEVEZETÉS..1 I. A RADON ÉS JELENLÉTE A BARLANGOK LÉGTERÉBEN I.1. A RADONRÓL..2 I.1.1. A RADON FIZIKAI ÉS KÉMIAI TULAJDONSÁGAI...2 I.1.2. A RADON GEOLÓGIAI EREDETE I.1.3. A RADON ÉLETTANI HATÁSA..... I.1.4. A RADON-KONCENTRÁCIÓRA VONATKOZÓ EGÉSZSÉGÜGYI AJÁNLÁSOK I.2. RADON A BARLANGOK LEVEGŐJÉBEN. I.2.1. A BEFOGADÓ KŐZET ÉS A BARLANGI SZILÁRD KITÖLTÉSEK SZEREPE A RADON- KONCENTRÁCIÓ KIALAKÍTÁSÁBAN. I.2.2. A VÍZ SZEREPE A RADON-KONCENTRÁCIÓ KIALAKÍTÁSÁBAN.. I.2.3. LÉGMOZGÁS A BARLANGOKBAN... II. BARLANGOK KELETKEZÉSÉNEK GEOLÓGIAI ÁTTEKINTÉSE II.1. BARLANGOK KELETKEZÉSE KARSZTOSODÓ KŐZETEKBEN II.2. FÖLDTÖRTÉNETI ÉS FÖLDTANI ÁTTEKINTÉS A BUDAI-HEGYÉGRŐL 15 II.3. A PÁL-VÖLGYI-BARLANG KELETKEZÉSE..19 III. A LEVEGŐ RADONTARTALMÁNAK MEGHATÁROZÁSI MÓDSZEREI III.1. SZILÁRDTEST-NYOMDETEKTOROS MÓDSZER III.2. RAD7 DETEKTOR MŰKÖDÉSE III.3. ALPHAGUARD DETEKTOR MŰKÖDÉSE..26 III.4. RADONKAMRÁS EXHALÁCIÓ MÉRÉSEK LEÍRÁSA..28 III.5. AZ EXHALÁCIÓ IN SITU VIZSGÁLATA 29 IV. A MÉRÉSI EREDMÉNYEK ÉS DISZKUSSZIÓJUK IV.1. A MINTÁK, MINTAVÉTELI HELYEK LEÍRÁSA..30 IV.2. A RADONKAMRÁS MÉRÉSEK EREDMÉNYEI 33 IV.3. A BARLANGLEVEGŐ RADONMÉRÉSI EREDMÉNYEI..36 IV.4. DISZKUSSZIÓ 47

4 V. INTEGRÁLT TANÁRI RÉSZ V.1. AJÁNLÓ.49 V.2. HÁTTÉRANYAG A BARLANGI TEREPGYAKORLATHOZ V.2.1 A PÁL-VÖLGYI-BARLANG RÖVID TÖRTÉNETE FELFEDEZÉSÉTŐL NAPJAINKIG..50 V.2.2 A PÁL-VÖLGYI-BARLANG KIALAKULÁSA..53 V.2.3 A CSEPPKŐKÉPZŐDÉS FOLYAMATA.55 V.2.4 A BARLANGI KLÍMA..60 V.2.5 A BARLANGOK ÉLŐVILÁGA 61 V.2.6 A BARLANGI KLÍMA EGÉSZSÉGÜGYI HATÁSAI.63 V.2.7 RÖVIDEN A BARLANGI RADON-KONCENTRÁCIÓRÓL.64 V A RADON EGÉSZSÉGÜGYI VONATKOZÁSAI..65 V.3. A BARLANG-TÉMAKÖR FELDOLGOZÁSA TANTÁRGYAKBA INTEGRÁLT KÖRNYEZETTAN OKTATÁS ESETÉN V.3.1. AZ TANANYAG ELSAJÁTÍTÁSÁHOZ, MEGÉRTÉSÉHEZ SZÜKSÉGES TÁRGYI ISMERETEK TÉMAKÖRÖK SZERINT. 67 V FIZIKA..67 V BIOLÓGIA, EGÉSZSÉGTAN MODUL..67 V KÉMIA..67 V FÖLDRAJZ...68 V.4. TUDNIVALÓK A BARLANLÁTOGATÁSRÓL.68 V.4.1. MÓDSZERTANI LEHETŐSÉGEK..69 V JAVASLAT A TEREPGYAKORLATOT ELŐKÉSZÍTŐ ÉS FELDOLGOZÓ ÓRA LEBONYOLÍTÁSÁRA, ÓRAVÁZLAT V KISELŐADÁSOK SZERVEZÉSE..72 V PÉLDA EGY MEGFIGYELÉSI FELADATLAPRA A PÁL-VÖLGYI-BARLANGI TEREPGYAKORLATHOZ..72 V KÍSÉRLETI FELADATOK A BARLANGTÚRA KAPCSÁN..77 V BARLANGI KŐZETMINTA VIZSGÁLATA V BARLANGI VÍZMINTA VIZSGÁLATA..79 V DEMONSTRÁCIÓS KÉPANYAG.. 81 IRODALOMJEGYZÉK... 87

5 BEVEZETÉS Az elmúlt években számos eredmény született a radon vizsgálatával kapcsolatban. Ismerjük, mely ásványok szolgálnak radonforrásként, így tudjuk, hogy a kőzetek radonkibocsátásának vizsgálatakor mely ásványokat kell keresnünk. A legtöbb barlangban végeztek már radon-koncentráció vizsgálatot. A radon aktivitás-koncentráció változásának mérésével sikeresen térképezték fel több barlang levegődinamikáját, sőt járatok addig ismeretlen összeköttetéseit, kapcsolatait. Ismeretesek a barlangi levegő mozgásának folyamatai, illetve ható meteorológiai tényezői. A legtöbb vizsgálatot nyomdetektoros módszerrel végezték, de a szakirodalomban szép számmal olvashatunk in situ radonmonitoros vizsgálatokról is. Sajnos a radon forrásával, esetleg forrásaival kapcsolatban korántsem ilyen gazdag a szakirodalom. A Pál-völgyi-barlangban 2002 óta folytattunk vizsgálatokat Horváth Ákossal, Papp Botonddal és Bezsenyi Anikóval. Vizsgálatainkat hosszas tervezés előzte meg. Radonkamrás és két éven át tartó radonmonitoros vizsgálatot is folytattunk. A vizsgálataink célja volt a Pálvölgyi-barlang radonforrásának felfedése, illetve a radon-koncentráció változásának részletes feltérképezése és analízise a meteorológiai viszonyok szempontjából. A méréseket részben a barlangban, részben az ELTE Atomfizikai Tanszéken végeztük. A Pál-völgyi-barlangot ilyen hosszan és ilyen részletességgel még nem vizsgálta senki. 1

6 I. A RADON ÉS JELENLÉTE A BARLANGOK LÉGTERÉBEN I.1. A RADONRÓL I.1.1. A RADON FIZIKAI ÉS KÉMIAI TULAJDONSÁGAI A radon (jele: Rn) színtelen, szagtalan, de radioaktív nemesgáz. Kémiailag inert, csak néhány komplexe és egy fluorid-vegyülete ismert. A periódusos rendszer 86. eleme, a VIII. oszlop utolsó helyén foglal helyet, így szobahőmérsékleten az egyik legnehezebb gáz, de mindenképpen a legnehezebb nemesgáz. Atomtömege 222,0176 g/mol. Sztenderd hőmérsékleten és nyomáson a radon valóban színtelen, de -71 C alá, azaz a fagypontja alá hűtve látványosan sárga színnel kezd foszforeszkálni, majd narancssárgára vált -180 C-nál. Vízben jól oldódik, de szerves vegyületekben sokkal jobban. Természetes körülmények között csak három radioaktív radon-izotóp fordul elő. Ezek a 219 Rn, 220 Rn és a 222 Rn izotópok. Mindhárom izotóp alfa-bomlással bomlik. A 219 Rn, más néven aktinon, igen rövid, 3,9 s-os felezési ideje miatt nem okoz jelentős sugárterhelést, mivel nagy valószínűséggel keletkezésének helyén elbomlik. Másrészt a 219 Rn az 235 U leányeleme, ami mindössze 0,71%-át teszi ki a természetes urán mennyiségnek, így környezetünkben jelentéktelen koncentrációban fordul elő. A 220 R, azaz a toron felezési ideje 55s. Mint látható, ez a felezési idő többszöröse az aktinonénak, de még mindig nem elég hosszú, hogy a toron messzire juthasson keletkezési helyétől, így emiatt nem járulhat hozzá jelentősen a természetes sugárdózishoz. Ráadásul bár a tórium nagyobb koncentrációban van jelen, mint az 235 U, mégsem elegendő mennyiségben, hogy élettani szempontból értékelhető sugárdózist adhasson le. Ennek ellenére különleges helyzetekben, amikor az építőanyagnak használt kőzetek 232 Th tartalma sokkal magasabb az átlagnál mégis érdemes a toron okozta sugárdózissal is számolnunk. Leggyakrabban a radon név alatt a 222 Rn izotópot, mivel 3,8 napos felezési idejével ez a legjelentősebb izotóp. Ez a felezési idő elég ahhoz, hogy az izotóp a talajból, az építőanyagokból, földkéregből vagy akár a vízből szűkebb környezetünk légterébe kerüljön, és szellőzésmentes, zárt terekben felhalmozódjon. A természetes ionizáló sugárzások emberi szervezetre gyakorolt biológiai hatásának (dózisnak) 52%-a származik a különböző radonizotópoktól, és ennek csupán 4%-a a torontól, a fennmaradó 48% a 222-es tömegszámú izotóp hozzájárulása. Tehát a 222 Rn a természetes háttérsugárzás legfontosabb forrásának tekinthető. (Pálfi et al. 1997) 2

7 I.1.2. A RADON GEOLÓGIAI EREDETE A radonizotópok, akárcsak más instabil izotópok, bomlási sorok tagjai. Ebből következik, hogy a különféle radonizotópok mindenhol előfordulhatnak, ahol a bomlási soruk anyaelemei megtalálhatóak ( 235 U, 238 U, 232 Th). Az 235 U ritkán fordul elő, ezért gyakorlati szempontból 238 U és a 232 Th érdemel figyelmet. Az U és Th sor elemei számos ásvány alkotói, így szinte minden kőzet és a belőlük keletkező talaj tartalmaz uránt és tóriumot. Ilyen ásványok például a monacit (CePO 4 ), allanit [(Ca, Ce, La) 2 (Al, Fe 3+, Fe 2+ ) 3 (SiO 4 xsi 2 O 7 xoxoh)] vagy a cirkon (ZrSiO 4 ). Ezeken kívül természetesen számos más ásványban is előfordulhatnak 238 U és 232 Th bomlási sorának elemei. (I.1. ábra) A 222-es tömegszámú radon a kőzetekben vagy a talajban közvetlenül alfa-bomlással keletkezik a 226-os tömegszámú rádiumból, azonban a 226 Ra 3%-a gamma-sugárzás kíséretében bomlik: Ebből következik, hogy a radon-koncentrációt a kőzetekben vagy a talajban lévő 226 Ra aktivitás-koncentrációja határozza meg. I.1. ábra: Az urán-238 radioaktív bomlási sora (forrás: A kőzetben vagy a talajban keletkezett radon bennrekedhet a talaj- vagy kőzetszemcsében, vagy szemcséből kilépve bejuthat a talaj vagy a kőzet pórusterébe, repedéshálozatába. Ez a jelenség az emanáció. Ezt a folyamatot számos tényező befolyásolja, legfontosabbak a szemcseméret, nedvességtartalom, porozitás mértéke. Az emanáció során a porustérbe került radon kijuthat a légkörbe. Ez a folyamat az exhaláció. Hasonlóan az emanációhoz az 3

8 exhaláció folyamatát is számos tényező befolyásolja. Így fontos a pórustér radonkoncentrációja, a talaj vagy kőzet nedvességtartalma, gázpermeabilitása, a szemcsék méreteloszlása, az emanáció mértéke valamint a légkör meteorológiai tényezői. (Balogh et al. 1994) Az exhaláció során légkörbe jutó radon a rosszul szellőző terekben felhalmozódhat, ezért ilyen helyeken megemelkedik a radon-koncentráció. Így például magas radon-koncentráció alakulhat ki barlangokban, bányákban, rosszul szellőző alagutakban, fürdőkben, pincékben, de gyakran lakóépületek nem jól szellőző helyiségeiben. A lakások radon-koncentrációjának kialakulásáért 60%-ban az alapkőzet vagy a talaj felelős, de egyes építőanyagok, bizonyos esetekben a földgáz vagy akár az ivóvíz is hozzájárulhat a megemelkedett radon-koncentrációért. A radon lakásba való beáramlása elsősorban a belső tér és a külvilág közötti nyomáskülönbségtől függ. A lakásokban általában kisebb a nyomás, mint a külső nyomás, ez a nyomáskülönbség különösen télen, a fűtési szezonban különösen kifejezett. Ennek a nyomáskülönbségnek köszönhetően a radon a talajgázból folyamatosan befelé áramlik az épület résein keresztül, egy épületen pedig rengeteg rejtett rés található. Például az ablakok és ajtók körüli hézagok, az alap és a padló apró repedései, az elektromos vezetékek vésetei, a víz- és gázcsövek illesztései és még számtalan lehetőség. I.1.3. A RADON ÉLETTANI HATÁSA A radon élettani hatása elsősorban nem magának a radonnak köszönhető, hanem inkább leányelemeinek, azaz bomlástermékeinek. A radonnal összefüggésbe hozható sugárterhelés 98%-át a rövidéletű bomlástermékeinek belégzése okozza. Habár a radon (radon 222) alfabomlással bomlik, és az alfa-részecskék hatótávolsága igen kicsi, élő szövetben körülbelül 30 µm, és a tüdőben közvetlen sejtkárosító lehet, mégis, mivel gáznemű hamar kilélegzi az ember, ezért kisebb eséllyel következik be a bomlás éppen a tüdőben (kb. csak 3%). Tény azonban, hogy a tüdő nyálkahártyájának folyadékába beoldódhat, így hosszabban jelen lehet, de a leányelemek, amik már szilárdak és így az apró porszemcsék felületére könnyen kiülhetnek a belélegzett por által sokkal tovább tartózkodhatnak a tüdőben. Emiatt a radon leányelemei (a rövid felezési idejű 214 Po és a 218 Po tekinthető a legveszélyesebb izotópnak) sokkal nagyobb valószínűséggel bomlanak el a tüdőben, így jobban károsítják a tüdő szövetét. A belélegzett leányelemek nagyjából 90%-a levegő aeroszolján adszorbeálódik, a maradék azonban szabadon fordul elő. Az aeroszol részecskék megtapadnak a hörgők falán, 4

9 és az adszorbeált leányelemek elbomolva besugározzák a hörgők, léghólyagocskák hámját. Ezek a hámsejtek az alfa-sugárzás hatáskörén belülre esnek. Ezek közül a sejtek közül is a legérzékenyebbek az éppen osztódásban lévő illetve a kiválasztó sejtek. Minél kisebb részecskéhez kötött az adott leányelem, annál nagyobb a valószínűsége, hogy a tüdő mélyebb szöveteibe is eljut, így még tovább tartózkodik a tüdőben, ezáltal még valószínűbb, hogy a tüdőben bomlik el a leányelem, ezzel kifejtve a káros hatását. A leányelemek ugyanis órákat is tölthetnek a tüdőben, miközben felezési idejük másodperceken, percekben vagy napokban mérhető. A radon leányelemei között alfa- és béta-bomlók is vannak, de az igazán veszélyesek azok, amelyek alfa-részecskét bocsátanak ki magukból, mivel ezek a részecskék igen rövid, néhány tíz µm alatt adják le nagy, 4-9 MeV energiájukat. Ez a szövetet károsító hatás szempontjából húszszoros terhelést jelent a béta-, gamma,- vagy röntgensugárzáshoz képest. (Köteles 1994). Az alfa-részecskék egyrészről direkt hatást fejthetnek ki, azaz közvetlenül az érintett sejt molekuláit károsítják. Ezek a molekulák tartozhatnak pl. a sejt enzimrendszeréhez, ilyenkor a károsodott enzimfehérje-molekula elveszítheti funkcióját. Sérülhetnek a sejtmembrán molekulái is, de a legveszélyesebb, ha az örökítőanyag (DNS, RNS) molekulái sérülnek. Ilyenkor szerencsés esetben elpusztulnak a sérült sejtek, ha azonban továbbélnek, akkor rákos sejtekké alakulhatnak, és daganatos megbetegedés kiindulópontjai lehetnek. (Tompa 2005, Köteles 1994) Vízben az ionizáló radioaktív sugárzás szabadgyököket hoz létre. Ezek a szabadgyökök erősen oxidatívak, így erősen károsíthatják a sejteket. A tartósan radonnak kitett tüdőben az a dohányzás, azbesztózis vagy porártalom okozta krónikus tüdőgyulladás alakulhat ki. A gyulladás mindig hegesedéssel jár, ennek következményeként a tüdő légzőfelülete lassan átalakul hegszövetté, így jelentősen csökken a tüdő kapacitása. Ezzel együtt a fokozott immunaktivitás következményeként megnő a reaktív szabadgyökök mennyisége, ami a sejteket további károsodásához vezet. A fentiek alapján egyértelműnek tűnik, és ma már bizonyított tény is, hogy a radon jelentősen hozzájárul a tüdőrák kialakulásának valószínűségéhez. A témában végzett vizsgálatok kimutatatták, hogy a radon-sugárterhelés mértékének növekedésével arányosan növekszik a tüdőrákos megbetegedés kialakulásának valószínűsége. Ezt a valószínűséget a dohányzás eddig tisztázatlan okból tovább növeli, vagyis radon és dohányzás együtt nagyobb kockázatot jelent, mintha csak összeadódna a két tényező káros hatása. 5

10 A radon ivóvízben oldva is bejuthat a szervezetbe. Egyelőre azonban nem tisztázott, hogy az így bejutó radon milyen mértékben és módon károsítja a szervezetet. A radon a vérben oldódva ily módon bárhova eljuthat. Zsírban azonban sokszorta jobban oldódik, ezért egyes elméletek szerint veszélyt jelenthet a vörös csontvelőre, aminek csaknem fele zsír. A radon felelőssége felmerült a leukémia, melanóma és a veserák tekintetében is, de eddig ezirányú komolyabb vizsgálatok nem történtek. Az a kérdés sem kellően kivizsgált, hogy a vízzel bevitt radon okoz-e valamilyen károsodást az emésztőszervrendszerben. Itt tünetként felmerül a bélrendszer krónikus gyulladása, ami hosszú távon rákos megbetegedéshez is vezethet. Mindezek ellenére, mivel a fenti elképzeléseket kísérletek és behatóbb vizsgálatok még nem támasztották alá, a tudósok úgy gondolják, hogy a radon a tüdőn más szervekre nincs kimutatjató negatív hatással. Tény azonban, hogy a magas 222 Rn- és 226 Ra-tartalmú ivóvizek, gyógyvizek gyakori fogyasztása következtében jelentékeny belső sugárterhelés érheti a gyomrot és az emésztőrendszert. (Tompa 2005, Köteles 1994, Richardson, Eatough és Henshaw 1991, Miles-Cliff 1992) Újabb keletű felfedezés, hogy bár bizonyos mértékű radon-koncentráció felett rohamosan nő a tüdőrákos megbetegedés valószínűsége, úgy alacsony koncentráció mellett statisztikailag kisebb valószínűséggel történnek tüdőrákos megbetegedések, mint nulla koncentráció mellett. Ennek magyarázata jelenlegi elképzelések szerint abban keresendő, hogy ez az alacsony sugárterhelés stimulálja az immunrendszer rákos sejtek elleni védelmének működését, emiatt kisebb eséllyel maradnak életben a kialakuló mutálódott sejtek. Alátámasztja ezt az elképzelést az is, hogy a földi élet sokkal nagyobb háttérsugárzásban alakult ki, ami mára a természetes radioaktív izotópok bomlása miatt jelentősen csökkent, ezért elképzelhető, hogy az élő szervezetek védekezőrendszere az evolúció során nagyobb sugárzáshoz adaptálódott. I.1.4. A RADON-KONCENTRÁCIÓRA VONATKOZÓ EGÉSZSÉGÜGYI AJÁNLÁSOK A radont illetően 3 nemzetközi, illetve egy magyarországi szabályozás létezik. A szabályozások különbséget tesznek munkahelyi és lakóház szerint a megengedhető maximális koncentrációban, illetve az éves sugárterhelésben. A határértékek cselekvési szintet adnak meg, ami azt a koncentrációt határozza meg, ahol be kell avatkozni az érintett személyek sugárterhelésének csökkentése érdekében. Az ICRP (International Commission on Radiological Protection) szabályozási irányvonala 6

11 szerint az ajánlott cselekvési szint lakóépületekben 200 Bq/m 3, munkahelyeken 1000 Bq/m 3 vagy 6,3 msv sugárterhelés. A sugárterhelést lakóépületben 7000 munkahelyen 2000 óra/év tartózkodási idővel számolva becslik. Az IBSS (International Basic Safety Standards) az International Atomic Energy Agency ajánlása. A cselekvési szintet szintén 1000 Bq/m 3 ben határozza meg munkahelyeken, illetve a sugárterhelés öt egymást követő év átlagát nézve nem haladhatja meg a 20 msv/év értéket, illetve egyik évben sem haladhatja meg az 50 msv értéket. Az IBSS dózisbecselése a radon leányelemeit veszi nagyobb súllyal figyelembe. Az Európai Unió szabályozása is a radon leányelemeire vonatkoztatja ajánlásait. A sugárterhelést ICRP ajánlása alapján történik, de a dóziskonverziós tényezőkben különbségek vannak. A cselekvési szint újonnan épülő lakóházakra 200 Bq/m 3, régi építésűekre 400 Bq/m 3. A magyar szabályozást az évi CXVI. Atomenergiáról szóló törvény 2000-ben megjelent 16/2000 (VI. 8.) rendelete, és január 1-ével életbe lépett Egészségügyi Mi-niszter végrehajtási rendelete határozza meg. A cselekvési szintet 1000 Bq/m 3 -ben határozza meg. (Magyar Közlöny 2000/55.) Cselekvési Szint [Bq/m3] A fenti szabályozások a fürdőket, bányákat, barlangokat és más földalatti munkahelyeket veszélyeztetett munkahelyként kezelik. A megengedett sugárterhelés ilyen esetekben átlagosan 20 msv/év de évente maximum 50 msv/év. (Kávási, 2006.) Az I.1.táblázat a feneti szabályozások összefoglalását tartalmazza. Megengedett éves sugárterhelés [msv/év] Munkahely Lakóház Munkahely Lakóház ICRP (max 50) ISBB (max 50) - EU - új:200 régi: 400 6* 20 (max 50) 5* új: 10* régi: 20* Magyarország (max 50) - I.1. táblázat. A radonra vonatkozó magyar és nemzetközi egészségügyi szabályozások. (Bezsenyi Anikó nyomán) 7

12 I.2. RADON A BARLANGOK LEVEGŐJÉBEN I.2.1. A BEFOGADÓ KŐZET ÉS A BARLANGI SZILÁRD KITÖLTÉSEK SZEREPE A RADON-KONCENTRÁCIÓ KIALAKÍTÁSÁBAN A magyarországi barlangok nyomdetektoros vizsgálata alapján az éves átlagos radonkoncentráció a 0,3-20 kbq/m 3 tartományba esik. (Hakl, 1997.) A barlangokra jellemző magas radon-koncentráció eredete általánosságban nem tisztázott. A magas radon-koncentráció forrását első feltételezésként a barlangot körülvevő kőzetben keresnénk. Ebben az esetben urán, tórium, vagy ezek leányelemeit tartalmazó ásványokat kell keresnünk. A Pál-völgyi-barlang mészkőben alakult ki. A mészkő átlagos 226 Ra-tartalma 25 Bq/kg. (Dezső-Hakl-Molnár, 2001) Ez a rádiumtartalom elenyésző az agyag rádiumtartalmához képest, amely a barlangi kitöltések legnagyobb részét teszi ki. Ezen agyaghoz képest a mészkő radon-exhalációja várhatóan elhanyagolható mértékű. Ebből következően a legvalószínűbb feltételezés, hogy a barlangi radon elsődleges forrása az agyagos barlangi kitöltés. Megjegyzendő, hogy léteznek ezt a következtetés nem alátámasztó vizsgálati eredmények is. (Dezső-Hakl-Molnár, Dezső Z., 2000.) Megjegyzendő, hogy léteznek ezt a következtetés nem alátámasztó vizsgálati eredmények is. I.2.2. A VÍZ SZEREPE A RADON-KONCENTRÁCIÓ KIALAKÍTÁSÁBAN A barlangok levegőjében a radon-koncentrációt a barlangi vízfolyások is befolyásolhatják. Hakl József vizsgálatai szerint a Létrási-Vizes-barlangnál a pozitív korreláció mutatkozott egy barlangi időszakos forrás vízhozama, és a barlangi radon-koncentráció változása között. A vízben jól oldódó radon feldúsulhat a felszín alatti vizekben, így lehetséges, hogy a radon levegőbe jutása emeli meg a barlangi koncentrációt. (Hakl J ) A karsztvíz egyrészről segítheti a radon pórustérbe jutását, másrészt gátolhatja az exhalációt, mivel a radon vízből való kijutása egy nagyságrenddel lassabb, mint a pórustérből való kijutás. Ez alapján elképzelhető, hogy hosszútávon az időjárási viszonyok befolyásolhatják a barlangi radon-koncentráció alakulását. Hakl József 1991-től 1997-ig a Sátorkőpusztai-barlangban végzett mérései alátámasztják ezt a feltételezést. (Hakl J ) A Baradla-barlang agyagos kitöltésének vizsgálatából kiderült, hogy a nagy víztatartalom miatti effektív diffúziós állandó csökkenése miatt a radon-exhaláció is csökkent. (Dezső- Hakl-Molnár 2001, Dezső Z. 2000) A hévforrások vize is jelentős mennyiségű radont tartalmazhat, Bq/l-t (Palotai, Mádlné és Horváth Á. 2005), ami vízből a barlang levegőjébe jutva emelheti annak radon- 8

13 koncentrációját. Ez a budapesti barlangoknál fontos tényező lehet, így akár a Pál-völgyibarlangban is, hiszen Budapest területén számos hévforrás található. I.2.3. LÉGMOZGÁS A BARLANGOKBAN A barlangi radon-koncentráció alakulásában alapvetően meghatározó szerepe van a huzatnak. A légmozgás fenntartója a felszíni és a barlangi levegő nyomása közti különbség. A légáramlást a melegebb és hidegebb levegő fajsúlykülönbsége okozza, mivel a melegebb levegő ritkább, a hidegebb sűrűbb. Ez a légmozgás a kürtőhatás. A barlangi levegő áramlásának iránya és sebessége elsősorban a felszíni hőmérséklettől függ, mivel a barlangi levegő hőmérséklete közel állandó. Ez mindig az adott terület évi középhőmérsékletével megegyező, vagy valamivel alatti értéket jelent. A Pál-völgyi Barlangban ez az érték egész évben C-ot jelent. A barlangi huzat a hőmérséklet-különbség növekedésével csak egy bizonyos határig fokozódik, ennek oka a súrlódási ellenállás, ami a huzaterősséggel rohamosan nő. Ha a felszín és a barlang között kicsi a hőmérséklet-különbség, a barlangi huzat akár teljesen leállhat Ilyen időszak Magyarországon ősszel és tavasszal fordulhat elő. A közel vízszintes, a hegytető szintjénél alacsonyabban nyíló barlangbejáratokat a huzat szempontjából három típusba sorolhatjuk. (Hakl 1997, Nyerges, 1995) A normál légáramlású barlangoknál télen befelé, nyáron kifelé húz a levegő. Vagyis ha a barlangi hőmérsékletnél melegebb van kint, akkor kifelé, ha hidegebb van kint, akkor befelé áramlik a levegő. (I.2. ábra) A második típusba az inverz légáramlású barlangok tartoznak, azaz itt pont fordított a légáramlás a normál típushoz képest. A harmadik típusba a mellékbejáratokhoz közeli területek tartoznak, ahol nincs érdemi légáramlás. A Pál-völgyi-barlang a normál légáramlású barlangokhoz tartozik. A barlangok randonkoncentrációja a legtöbb esetben évszakos változást mutat. Barlangonként vagy akár barlangszakaszonként változik az évszak és a radonkoncentráció közti összefüggés előjele. A Pálvölgyi-barlangban nyáron I.2. ábra. A levegő áramlása normál légáramlású barlangnál magas koncentráció, télen 9

14 alacsony mérhető. Erősen töredezett kőzettömegekben kialakult barlangokban kifejezettebb a koncentrációingadozás, mint a gyengén fejlett repedésrendszerű barlangokban. Vízszintes helyzetű barlangokban a felszíni hőmérséklet sokkal direktebben hat a radonkoncentráció-változásra, mint más jellegű barlangoknál. Az évszakonként változó irányú huzat változó radonkoncentrációt okoz. A felszínen és a barlangban a radonszintek ellentétesen változnak. A barlangokban mikroklimatikus zónák is kimutathatóak, ahol a radon-koncentrációk eltérően változhatnak. A csökkent légáramlás a radonkoncentráció-változás mértékét csökkenti. (Hakl 1997). 10

15 II. BARLANGOK KELETKEZÉSÉNEK GEOLÓGIAI ÁTTEKINTÉSE II.1. BARLANGOK KELETKEZÉSE KARSZTOSODÓ KŐZETEKBEN A Föld barlangjainak döntő többségét valamilyen vízzel kapcsolatos erők alakították ki. A víz korrodáló és erodáló hatása következtében jöhetnek posztgenetikusan barlangok. Korróziós üregek, barlangok vízben oldódó, karsztosodó kőzetekben alakulhatnak ki. A karsztosodás folyamatának meghatározó tényezője a karsztkorrózió. Ennek során a kőzet anyaga oldódással vizes fázisba kerül, majd az így átalakuló kőzet különböző korróziós formákban jelenik meg. Karsztosodó kőzet lehet a mészkő, a dolomit, a márga, a kősó és a gipsz. A leggyakrabban mészkőben képződnek korróziós üregek. Ezekre a kőzetekre is jellemző az eróziós barlangok egyik típusának, az eróziós karsztbarlangnak a kialakulása. Ebben az esetben az üregképződés a szállított hordalék koptató hatásának köszönhető. Az erózió már korábban kialakult üregeket is képes tágítani. Ily módon létrejöhet eróziós barlang homokkőben, dolomitban, andezitben és más kőzetekben is. (Molnár 1995, Kordos L. et al. 1984) A karsztkorrózió két- vagy háromfázisú heterogén rendszerben megy végbe többféle kémiai reakciósor mentén. A három lehetséges oldási útvonal a következő: karbonátos oldás, hidrogén-karbonátos oldás, savak és más mészagresszív vegyületek okozta mállás. (Borsy et al. 1998) A karbonátos oldás kevésbé jelentős, mivel nem elegendő nagyobb üregek, járatrendszerek kialakításához. A mészkő csak kismértékben oldódik tiszta vízben. Egy liter desztillált víz mg aragonitot vagy kalcitot képes feloldani. Az oldódás mértéke függ a víz hőmérsékletétől, illetve a kőzet kristályszerkezetétől is. (Molnár 1995). Az alábbi reakcióegyenlet írja le a kalcium-karbonát vízben való oldódását: A rendszerben az egyensúly hamar kialakul, ezért igen kevés mészkő tud oldódni. A hidrogén-karbonátos oldás során a kalcium-karbonátot a levegőből vízbe oldódó széndioxidból létrejövő szénsav oldja. A vízben elnyelt szén-dioxid mennyisége a legjelentősebb tényező az oldás hatékonyságában. Szénsavas vízben a karbonátok szor jobban oldódnak, mint desztillált vízben. (Molnár 1995) Ezt az alábbi kémiai egyenlet írja le: 11

16 Az egyenlet alapján az oldott szén-dioxidtartalom növekedésével arányosan nő az oldható kalcium-karbonát mennyisége. Az oldott szén-dioxid egy bizonyos hányada azonban a hidrogén-karbonát oldatban tartásához szükséges. Ebből következően az egyensúlyi állapot fenntartásához szükséges szén-dioxidmennyiség a hidrogén-karbonát növekvő koncentrációjával fokozottan nő. Ez a szén-dioxidmennyiséget az egyensúlyi szabad szénsav. Az összes elnyelt szén-dioxid tehát három formában van jelen a karsztvízben: kalciumhidrogén-karbonát formában, szabad szénsav formában, és a kalcium-karbonát oldására ténylegesen alkalmas agresszív szénsavként. Az agresszív szénsav az egyensúly beálltáig oldja a kalcium-karbonátot. A hőmérséklet emelkedésével egyre több járulékos szénsavra van szükség. A szabad szénsav egy távozhat az oldatból, emiatt eltolódik az egyensúly, így kalcium-karbonát csapódik ki édesvízi mészkő, forrásmészkő, mésztufa vagy a travertin formájában. (Borsy at al. 1998) A víz és a levegő szén-dioxidtartalma között szintén egyensúlyi állapot alakul ki. Az atmoszféra szén-dioxid tartalmának 2-20-szoras alakulhat ki a barlangi levegőben. Emiatt a karsztvizek jelentősen több szén-dioxidot tartalmaznak, mint más felszíni természetes vizek. A barlangi levegő azonban még így is kevesebb szén-dioxidot tartalmaz, mint a talajlevegő. Emiatt a barlangba beszivárgó víz talajlevegőből kioldott szén-dioxidjának egy része a barlangi légtérbe jut. Ily módon mész válik ki a vízből, ami cseppkövek formájában is megjelenhet. A talajlevegő szén-dioxidtartalma 0,04-11,00 % között változik. Ez éghajlatfüggő, és a nedves trópusokon a legmagasabb. A légköri levegőben átlagosan 0,03% széndioxid van. A szén-dioxid legjelentősebb forrása talajban a mikrofauna, mikroflóra élettevékenysége (~ 60%), illetve a növények légzése (~ 40%). Ezek mellett jelentéktelen forrásnak tekinthető a mállás. A hidrogén-karbonátos oldáshoz a szükséges szén-dioxidot nagyrészt a talaj szolgáltatja (Borsy et al.1998). A barlangi légtér szén-dioxidtartalma még számos forrásból származik. Legjelentősebb forrása a talaj, ahonnan diffúzióval jut a barlangjáratokba a repedéseken, hasadékokon és a kőzet pórusain keresztül. Az elnyelt víz szintén sok szén-dioxidot szállít. Ez származhat szerves anyag bomlásából vagy mélységi gázexhalációból is. A karsztkorrózióhoz hozzájárul a mállás is. A mállás során más mészagresszív vegyületek is létrejönnek, amelyek oldják a karsztosodó kőzeteket. Ezek a vegyületek a talajban képződnek az élőlények anyagcsere-folyamataiban, a szerves anyagok lebontásakor, és keletkeznek a légköri folyamatok során is. Általában erős vagy gyenge szerves savak (humuszsavak), szulfidok, szulfátok, sók, de az ammónia is ilyen vegyület. (Borsy et al. 1998) 12

17 A hévizek sok oldott kémiai anyagot tartalmaznak, melyeknek kőzetoldó, üregképző hatásukat van. A hévizeknek magas a szénsavtartalmuk, de tartalmazhatnak erősebb savakat is, mint a kénsav vagy a salétromsav. A kénsav a mészkővel reagálva gipszet képez. A hévizekre jellemző magasabb hőfokon, ugyanez a reakció anhidritet eredményez, amely a kalcium-szulfát vízmentes módosulata. Az alábbi kémiai egyenlet írja le a folyamatot: A hévíz nem csak közvetlen oldás révén tágítja a repedéseket. A fenti reakció miatt keletkező anhidrit a hőhatás megszűnése után vízfelvétellel gipszé alakul. Ez a folyamat 33 %-os térfogat-növekedéssel jár, így a keletkező gipsz a kőzetet szétfeszíti, elporlasztja. Emiatt a hévizes barlangokban gyakori jelenség a kőzetporlódás. A forró víz okozta hőtágulás is kőzetporladást eredményez. Hévizes barlangok általában mészkőröghegységekben alakulnak ki. A tisztán hévizes oldással kialakuló barlangok ritkák, Magyarországon ilyen a Sátorkőpusztai-barlang. Hévizes kioldás más kőzetben is kialakulhat, például dolomitban. (Kordos et al. 1984) II.1. ábra. A karsztvíz szén-dioxidtartalmának megoszlása 100 C-on, és a keveredési korrózió magyarázata (Kraus S. in Molnár P. 1995) Az üregképződés leghatékonyabb formája a keveredési korrózió. Ha két különböző egyensúlyi állapotú és szén-dioxid-tartalmú telített karsztvíz keveredik, akkor az új oldat ismét oldóképesssé válik. Eltérő szén-dioxidtartalmú, de azonos hőmérsékletű telített oldat keveredése után a kapott oldat szén-dioxidtartalama a kiinduló értékek számtani átlaga lesz. (II.1.ábra) A keveredés után az oldott kalcium-karbonátmennyiség oldatban tartásához kevesebb egyensúlyi szénsav szükséges így egyensúlyi szénsav át tud alakulni agresszív szénsavvá. Ez látható az egyensúlyi görbe lefutásán. (II.1.ábra). Az agresszív szénsav további 13

18 kalcium-karbonátot old kalcium-hidrogén-karbonát (Ca(HCO 3 ) 2 ) formájában. Minél nagyobb a különbség a két keveredő telített oldat kezdeti szén-dioxidtartalma és hőmérséklete között, annál nagyobb keverék oldóképessége. (II.1.ábra). A keveredési korróziónak ott van jelentősége, ahol a felfelé áramló hévíz, és a felszínről beszivárgó csapadékvíz találkozik. Ebben a keveredési zónában hosszú barlangrendszerek alakulhatnak ki. Ezek a keveredési zónák a kőzetrepedések és hasadékok mentén alakulnak ki, ezért a keveredési korrózióval kialakuló barlangokra a hálózatos járatrendszer jellemző. (Molnár 1995) A tektonikus erők hatása miatt a kőzetben repedések és hasadékok keletkeznek. Ezek a repedések akár több méter szélesek is lehetnek, mélységük és hosszúságuk elérheti a több száz méteres nagyságrendet is. Ezek a hasadékok keresztezhetik egymást, így bonyolult hasadékrendszer alakulhat ki. Ezeket a hasadékokat a mélyből feltörő hévíz oldással kitágíthatja, illetve a felszínről lejutó vízzel keveredve alakíthatja ki a keveredési korrózióval létrejövő barlangokat. A mészkőben kialakult hasadékok hosszú ideig nyitottak maradnak, mivel a mészkőnek nincs szilárd málladéka, és az oldási maradéka is csekély. Emiatt nem tudják a hasadékokat elzárni, betömni a barlangba bejutó vízformák. A s keveredési korrózió üregtágító hatása szintén mészkőben mutatkozik meg a leglátványosabban. (Kordos et al. 1984) Keveredési korrózió által alakított hasadékbarlangokat találunk a Budai-hegységben is, így ide tartozik a Pál-völgyi-barlang is. A karsztosodó kőzetek repedéseibe, hasadékaiba beszivárgó csapadékvíz kőzetoldó hatása is létrehozhat nagyobb üregeket. Ez a hidegvizes korrózió. Hatását nem lehet elválasztani a beáramló vizek eróziós felszínformáló folyamataitól, mivel a felszíni vizek mindig szállítanak hordalékanyagot (kavics, homok, iszap), amelyek mechanikai kopást idéznek elő. Magyarország barlangjainak jelentős része eróziós karsztbarlang. Az ilyen barlangok kialakulásakor kezdetben a korróziós karsztvízcsatornák kialakulása zajlik, majd az üregek tágulásával az eróziós felszínformálódás veszi át a főszerepet. Tehát felszín alatti mederképződés, völgybevágódás alakítja a kőzetfelszínt. A járatrendszerbe általában víznyelőkön, karsztforrásokon át nyílik bejárat. A megfelelő mennyiségű hordalék fontos feltétele az eróziónak, mivel a mészkő mállástermékei, kőzettörmeléke nem szolgáltat elegendő szilárd anyagot a barlangformáláshoz. (Kordos et al. 1984) 14

19 II.2. A FÖLDTÖRTÉNETI ÉS FÖLDTANI ÁTTEKINTÉS A BUDAI-HEGYSÉGRŐL A hegység legidősebb felszínen is felismerhető kőzete középső-triász korú. Távolabbi fúrások alapján feltételezhető, szürke mészkő, dolomit, evaporitok, aleurolit, homokkő és konglomerátum rétegek is találhatóak. Ezek a felső-permben alakultak ki. (Wein 1977). A középső-triászban alakult ki a helyenként 1200 m vastagságú diplopórás dolomitréteg. Ez az ún. Budaörsi Dolomit Formációban jelenik meg. A felső-triász rétegek az ún. Mátyáshegyi Formációban, és a hűvösvölgyi dachsteini mészkőben jelennek meg, és mészkőből valamint dolomitból állnak. (Gyarmati 2002). A középső-triász végén a középső-triászban kialakult dolomit riftesedett, feldarabolódott, illetve a mélyebb tengeri tűzköves kifejlődésű Mátyáshegyi Formáció intraplatform medencéje felnyílt (Korpás 2000/1). A mezozoikum további szakaszából nem maradtak fenn rétegek. Ennek oka, hogy a terület a triász végétől a kréta végéig kiemelkedett, emiatt a terület szárazulattá alakult, és megindult a kiemelt képződmények lepusztulása. A jura időszakból a Budai-hegység területén nem maradtak fenn rétegek, azaz üledékhézagot találunk. A régió más részen azonban erősen lepusztult formában megtalálhatóak üledékmaradványok. A Budai-hegység eocén konglomerátuma triászrétegekből származó kavicsanyagot tartalmaz a triászrétegekből, ez bizonyítja, hogy az eocén rétegek közvetlenül a triász rétegekre települtek. Ennek magyarázata, hogy a jobban kiemelkedett részek (a Budai-hegység területe is ilyen) jurakori rétege még az eocén transzgresszió előtt lepusztult. A jura rétegek igen vékonyak az egész Dunántúli-középhegység területén is, tehát valószínűleg gyorsan lepusztulhattak. A triász rétegek felszínén a szárazföldi időszak nyomai találhatóak, így a réteg felszíni egyenletlenségeit tarkaagyag bauxitos nyomokkal, szárazföldi eredetű törmelék tölti ki. Ezek kora pontosan nem határozható meg, de nagy valószínűséggel kialakulásuk a kora-kréta - paleocén időszakra tehető. (Kovács 1967). Az eocén alatt a terület lesüllyedt, így az eocén-tenger benyomulhatott. A szárazföldi időszak azonban nem egyszerre szűnt meg a hegység területén, hanem déli irányba egyre később került víz alá. A hegység legdélebbi részeit csak az eocén végén öntötte el a tenger, de még ekkor is maradtak a tengerből kiemelkedő részek. (Kovács 1967) 15

20 II.1. ábra. A Budai-hegység vázlatos földtani felépítése: 1. triász és eocén kori karsztosodó kőzetek; 2. oligocén kori vízzáró üledéksor; 3. kavicsos üledék a felső miocén-pliocén időszakból; 4. mésztufa felső miocén-pliocén időszakból; 5. mésztufa a pleisztocén korból; 6. kora-holocén folyami üledék; 7. karsztforrás; 8. jelentős barlang. (Sásdi 1992) A felső-eocén kezdetéig breccsa, konglomerátum, bauxitos tarkaagyag, egye területeken barnakőszén, csökkentsósvízi rétegek, kavics, tarkaagyag települt a triász rétegekre. A régió távolabbi részén zajló andezitvulkanizmusnak köszönhetően andezitkavics is található a rétegben. (Gyarmati 2002) Az ún. Budai vonal a középső- és felső-eocén határának fontos ősföldrajzi jelzője, amely a két eltérő típusú üledékgyűjtőt, az intra- és az epikontinentális üledékgyűjtőt választja el egymástól. Ezek az eocén és oligocén üledékképződés meghatározói. A vonaltól délkeletre elhelyezkedő területen a Szépvölgyi Mészkő képződött, ez később lesüllyedt és Budai Márga települt rá. (Korpás 2000/1) A vonaltól nyugatra mocsári üledék, széntelepek, délre tengerparti üledékkúp rakódott le. A Szépvölgyi Mészkő Formáció és a Budai Márga Formáció már a felső-eocén tengerelöntést jelzi. Az eocén - oligocén időszakban egy m magas aktív paleovulkán jelenlétét feltételezik a selfperemtől és a tengerparti üledékkúppal fedett egység délkeleti előterében. Ezt a feltételezést az eocén és oligocén szelvények telérei, telérrajai, szubvulkáni testei, és a formációk hidrotermális elváltozásai támasztják alá. Szintén az oligocénben képződött a Budai Márgára települő ún. Tardi Agyag Formáció, amely az üledékképző környezet megváltozását jelzi, ami a Paratethys kialakulásával függ össze. A Budai-vonaltól északnyugatra, nyugatra a Hárshegyi Homokkő helyettesíti a Tardi Agyagot. A Hárshegyi 16

21 Homokkő litorális képződmény, és a területtől északra fekvő kiemelt hegységek partmenti lerakódásának tekinthető. (Korpás 2000/1, Wein 1977) A Hárshegyi Homokkő Formáció és a Tardi Agyag Formáció kovásodása jelzi a terület utolsó vulkáni eseményét, ami a középsőoligocénre tehető. (Korpás 2000/1) Újabb transzgresszió eredményekémt alakult ki a Tardi Agyagra és a Hárshegyi Homokkőre települő, sekélybatiális viszonyok között keletkezett Kiscelli Agyag Formáció. A területet ebben az időszakban az ÉK-Dunántúlról betorkolló folyódelta és az időnként előrenyomuló tenger alakította. Emiatt felváltva jelentkeznek a delta előrenyomulását jelző homokos üledékek, illetve a tengeri üledékek egymásra rétegezve. (Korpás 2000/1, Wein 1977) A delta előrenyomulásának, illetve a regressziójának köszönhető a Törökbálinti Homokkő Formáció kialakulása. Az oligocén - alsó-miocén időszakra tehető a Pétervásárai Homokkő Formáció és a Szécsényi Slír Formáció képződése. (Gyarmati 2002) Az oligocén képződményei vizet át nem eresztő rétegként fedték be a karsztosodásra alkalmas korábbi kőzeteket. (Sásdi 1992) A miocén idején a pesti oldalt tenger borította, míg a budai oldal szigetként emelkedett ki a tengerből. (Gyarmati 2002) Ebben a szublitorális környezetben alakult ki a Budafoki Formáció, illetve a nyíltvízi medence jellegű Badeni Agyag Formáció. A középső-miocén idején vulkáni tevékenység indult meg a Visegrádi-hegység, Börzsöny területén, amely a régió erős morfológiai tagoltságát eredményezte. A vulkáni tufaszórások hozták létre a Tari Dácittufa Formációt és a Galgavölgyi Riolittufa Formációt. A felső-miocénben ismét mészkőképződés indult, aminek következménye a Rákosi Mészkő Formáció, illetve a sekélytengeri környezetben kialakuló Tinnyei Formáció. (Gyarmati 2002, Korpás 2000/1) A miocén - pliocén időszakban lepusztult a vízzáró üledéksor a hegység északnyugati részéről, ezért a karsztosodott triász kőzetek a felszínre kerültek. Ezt az eseménysort üledékhézag jelzi (Gyarmati 2002, Korpás 2000/1) A barlanghálózatok is a pliocénben alakultak ki. (Sásdi 1992) A pleiszocénben a terület több szakaszban, gyors emelkedett ki. Eközben kavicsteraszok és forrásmészkőszintek jöttek létre. Valószínűsíthető az is, hogy bizonyos részeken hévforrások táplálta édesvízi tórendszer alakult ki. (Korpás 2000/1) A holocén idején ezen a területen is a löszképződés, lejtőtörmelék felhalmozódása volt jellemző (Wein 1977). A Budai-hegység vázlatos földtani felépítése a II.1. ábrán látható. A folyamatok vázlatos összefoglalása a II.1. táblázatban látható. 17

22 II.1. táblázat. A Budai-hegység kialakulásának összefoglalása 18

23 II.3. A PÁL-VÖLGYI-BARLANG KELETKEZÉSE A Pál-völgyi-barlang 205 méteres tengerszint feletti magasságban a Pál-völgyi-kőfejtő délnyugati falában, több mesterséges bejárattal nyílik a barlang. A járatrendszer jelenleg feltárt hosszúsága m, függőleges kiterjedése 113,9 m. A barlang túlnyomó része Szépvölgyi Mészkőben képződött, azonban a járatok egy része a Budai Márgába is felnyúlik. A járatok jellemzően a törésvonalak mentén fejlődtek. A járatok főként hasadék-jellegűek, nagyobb termek leginkább a járatok találkozásánál alakultak ki. A barlang legmélyebb pontja megközelíti a karsztvízszintet (Mozaik-terem), és itt időszakosan több négyzetméter felületű tó is kialakulhat. (Kiss-Takácsné 2000) II.2. ábra. A Budai-hegység paleokarszt fejlődésének modellje. (Korpás 2000). A Budai-hegység barlangjainak kialakulásáról két barlangképződési modell létezik. Ezek a hidegvizes és termális illetve a termális modell. A hidegvizes és termális modell alapján a barlangok kialakulásakor a hideg és termális fázisok váltották egymást, vagy együtt jelentek meg. A barlangok kialakításában a fő szerepet a felső eocén hidegvizes fázisok és a felső eocén korai oligocén termális fázisok játszhatták (II.2.ábra.). A termális modell szerint a barlangok kialakulása a hegység többfázisú kiemelkedésének, és az ezzel párhuzamos karsztvízszint-csökkenésnek az eredménye. E modell megállapításai az elterjedtebbek, és a Pál-völgyi-barlangra is ezek vonatkoznak. (Korpás 2000/2) 19

24 II.3. ábra. A Pál-völgyi-barlang térképe, a bal alsó sarokban az 1994-ben feltárt új szakasszal. (Forrás: A középső-miocénben megkezdődött a terület kiemelkedése, ami a pleisztocén végére fejeződött be. A miocénre tehető a termálvizek megjelenése, melyek feláramlása a mai napig tart. A termálvíz a törésvonalak mentén áramlott felfelé. Kezdetben kisebb üregeket oldott ki, aminek során megváltozott az oldat összetétele, így egy idő után túltelítetté vált. Ebből a túltelített oldatból indulhatott meg a több fázisban zajló ásványkiválás. Az első fázisban, 130 C hőmérsékleten, a kalcitkristályok keletkeztek. A második fázisban a hévizek kovaanyaga vált ki az erősen savas (ph 3) oldatból. Ekkor a töréshálózatok 1-2 m széles elkovásodott sávok alakultak ki a mészkő és márga rétegekből kioldott mészanyag helyén. A hegység emelkedésének során feláramló hévizek hőmérséklete is csökkent, ezért megváltozott ásványkiválás is. 90 C körüli hőmérsékleten zajlott a Barit és kalcit kiválása, ezzel párhuzamosan egyes területeken vasérc-felhalmozódás is kialakult, pl. a Hárs-hegyen. A kora pliocénben lepusztult a vízzáró üledéksor a hegység északnyugati részéről, ezért a karsztosodott triász kőzetek a felszínre kerültek. A Budai-hegység barlanghálózata is ebben az időszakban alakult ki. A fenti változások miatt felszínre hulló csapadékvíz a kőzetek repedéseibe szivárghatott. 20

25 A víz egy része a része a mélykarsztba szivárgott és ott nagy mennyiségű hőt nyelt el, majd felfelé áramlott, másik része a karsztvízszinten, vagy más szinteken áramlott, és a terület legmélyebb felszíni pontján karsztforrásokban jutott ismét a felszínre. A folyamat során a különböző összetételű és hőmérsékletű vizek keveredtek, ezáltal az oldóképességük megnőtt, és ez a víz már képes volt kioldani a barlangok üregeit. A pliocénben a karsztforrások környezetében kialakuló tavak vizének oldott mészanyaga édesvízi mészkőtakarókat képezve vált ki. A fokozatos és szakaszos kiemelkedések miatt a karsztvíz szintje csökkent, ezzel a keveredési korrózió zónája is mélyebbre került, ennek következtében pedig a barlangképződés zónája is egyre mélyebb szintre került. Emiatt a korábban képződött, és így az idők során a karsztvízszinthez képest magasabb szintre kerülő barlangok inaktívakká váltak. Jelenleg tíz szintet, illetve barlangképződési fázist különítenek el a pliocéntől napjainkig. Az egyes szintek, illetve a szintekben kialakult barlangok korát az édesvízi mészkövek morfológiai helyzete alapján határozták meg. Jelenleg is képződnek barlangok a Duna vizének és az aktív hévízforrások keveredésével. Ez a szint jelenleg az utolsó fázist képviseli. A fentiekből következik, hogy a legmagasabban található barlangok alakultak ki először (pl. Bátori-barlang, 450 m), vagyis ezek a barlangok a terület legidősebb barlangjai. A magasság csökkenésével a különböző szinteken egyre fiatalabb barlangokat találunk. (Sásdi 1992, Korpás 2000/3) II.4. ábra. A Pál-völgyi-barlang kialakulása: 1. ásványkiválás, kovásodás a miocén korban; 2. üregesedés a pleisztocénben; 3. víznyelős működés és kitöltődés; 4. ásványkiválás; 5. kiemelkedés után a jelenlegi állapot kialakulása. (Sásdi 1992 nyomán) 21

26 A Pál-völgyi-barlang fejlődését a következők folyamatsor írja le pontosan (II.4. ábra). A miocénben a nyílt töréshálózatokban ásványkiválás zajlott, melynek során jellemzően kalcit és barit vált ki, ezt követően 1-2 m széles elkovásodott sávok jöttek létre. A pleisztocénban a törések mentén az megnőtt oldóképességű karsztvíz hatására kiterjedt üregrendszer alakult ki. Az oldott mész a karsztforrásokkal a felszínre kerülve édesvízi mészkő formájában rakódott le a források környezetében. Ez a szakasz az interglaciális időszakokban zajlott. Ezt követően a terület emelkedése és a karsztvízszint-csökkenés következtében a járatok nagy része szárazra került. A felszínig nyúló repedéseken azonban víz jutott le a járatokba. Az így létrejövő búvópatakok hordalékukat lerakták, és ez a hordalék eltömte a járatokat az alsó pleisztocén időszakban. Egy későbbi eljegesedés idején a járatok ismét víz alá kerültek. Ekkor a járatokat egyre töményedő karsztvíz töltötte ki, és egy idő után újabb ásványkiválás indult meg a lassan túltelítődő vízből. Kalcit vagy aragonit keletkezett függően a víz hőmérsékletétől, magnézium- és stroncium-tartalmától. A terület ismételt emelkedésével, és az ezzel összefüggő karsztvízszint csökkenéssel a járatrendszer ismét szárazra került, és kialakult a jelenlegi inaktív állapot. (Sásdi 1992) A Pál-völgyi-barlang kitöltése főleg agyagból, kőzet- és kovatörmelékből áll, néhol a felszínről származó kavics és szenesedett növénytörmelék is megjelenik. (Kiss Takácsné 2000) 22

27 III. A LEVEGŐ RADONTARTALMÁNAK MEGHATÁROZÁSI MÓD- SZEREI III.1. SZILÁRDTEST-NYOMDETEKTOROS MÓDSZER A radioaktív alfa-sugárzás során ionizáló részecskék keletkeznek, melyek szilárd anyagokkal ütközve károsítják azokat, molekuláris méretű hibákat, nyomokat hagynak rajtuk. Ilyen sérülések különösen könnyen jönnek létre bizonyos műanyagokon, ásványokon és az üvegen. Az így keletkezett apró, gyakorlatilag láthatatlan sérüléseket különféle kezelésekkel látványosabbá lehet tenni, így sérülések megszámolhatóak, és ebből következtetni lehet, hogy az adott anyag milyen mértékű sugárzásnak volt kitéve. Ez az alapja a nyomdetektoros (SSNTD - Solid State Nuclear Track Detector) vizsgálatoknak. A radon bomlásakor alfarészecskék keletkeznek, amik a fentiekben leírt módon okoznak sérüléseket. A sérülések száma III.1.ábra. Cellulóz-nitrát nyomdetektor III.2.ábra. Polikarbonát nyomdetektor arányos a radon-koncentrációval és a besugárzás idejével. A sérülések megszámolásával és a besugárzási idő ismeretében viszonylag pontosan megadható a vizsgált minta radon-koncentrációja. A nyomdetektoroknak számos típusa létezik, de a legelterjedtebbek a cellulóz-nitrát (III.1.ábra) és a polikarbonát detektorok. A cellulóz-nitrát detektorok felületére vékony piros réteget visznek, melyen kémiai kezelés után mikroszkópikus fehér lyukak formájában tűnnek elő az alfa-részecskék nyomai. A polikarbonát detektor (III.2. ábra) egy alfa-sugárzásra fokozottan érzékeny átlátszó műanyagból készül. Érzékenysége sokszorosa a cellulóz-nitrát detektorénak. Itt is kémiai eljárással kell előhívni a nyomokat, ami lényegében egy maratási folyamat. Ennek során a már előzőleg sugárzásnak kitett polikarbonát lemezeket forró NaOH vagy KOH oldattal kezelik, aminek következtében a molekuláris méretű nyomok lyukakká 23

28 maródnak, amit mikroszkóp alatt könnyen meg lehet számolni. A NaOH vagy KOH oldat egyenletes sebességgel marja a detektor ép felületét, míg ahol az alfa-részecskék roncsolták a detektor felületét, ott intenzívebben jelentkezik a maró hatás. A detektort ért sugárzást az egységnyi felületet ért nyomsűrűség alapján határozzák meg. A nyomok számlálása történhet szabad szemmel mikroszkóp alatt, de léteznek digitális képalkotáson alapuló, automatikus számítógépes megoldások is. A mérés során a detektort egy diffúziós szűrőként viselkedő kamrába helyezik, aminek szerepe, hogy távol tartsa a nem kívánatos leányelemeket. A detektor helyét gondosan kell kiválasztani, mivel a szélsőséges környezeti hatások nagyban befolyásolják a mérési eredményeket. Ezután a detektor meghatározott ideig gyűjti a radontól származó alfanyomokat. A detektálási idő leteltével a detektort minél hamarabb el kell távolítani a diffúziós kamrából, mivel a kamra falában rekedt radon és leányelemi túlexponálhatják a detektort. Ezután történhet a detektor kémiai felüleltkezelése, azaz a nyomok előhívása, majd a már láthatóvá vált nyomok sűrűségének mikroszkópos vagy más módszerrel történő vizsgálata. Ismert nyomsűrűségű referencia ábrasorral való összehasonlítás gyorsíthatja az értékelést. A kapott eredmény a besugárzási idő alatti átlagos radon-koncentrációt adja meg. (Sutej Ilic - Najzer 1988) III.2. RAD7 DETEKTOR MŰKÖDÉSE A DURRIDGE RAD7 egy hordozható alfa-spektrométer, ami a 222 Rn és a 220 Rn aktivitáskoncentrációinak meghatározására alkalmas. A műszer egy V feszültségre töltött 0,7 l térfogatú félgömb alakú gömbbe helyezett Si félvezető detektor méri a 222 Rn és a 220 Rn bomlástermékeinek, a 218 Po, a 216 Po és leányelemeik ( 214 Po, 212 Po) alfa-sugárzását. A feltöltött félgömb szerepe, hogy elektromos erőteret létrehozva a töltéssel rendelkező leányelemeket a Si detektor irányába terelje. A félgömb közepén elhelyezkedő Si detektor az alfa-sugárzás energiáját alakítja elektromos jellé. A műszer a levegőt, - benne radonnal - egy pumpa segítségével áramoltatja keresztül a feltöltött félgömbön. A levegőt azonban szűrni kell a porszennyeződéstől (külső porszűrő), a radon szilárd leányelemeitől (belső szűrő), illetve párátlanítani is kell (külön csatlakoztatható ún. drying tube), mivel a pára csökkenti detektor hatásfokát. (III.3.ábra) A levegő sorrendben a páraszűrön, a porszűrőn majd a belső szűrőn át a félgömbbe jut, ahol a radonizotópok valamilyen valószínűséggel elbomlanak. A bomlásból keletkező, 3,05 perces felezési idejű töltéssel rendelkező 218 Po a feltöltött félgömb elektromágneses terének 24