Eötvös Loránd Tudományegyetem Természettudományi Kar Felszín alatti vizek radontartalma és a földtani szerkezet összefüggéseinek vizsgálata a Balaton északi partján SZAKDOLGOZAT Készítette: ÁDÁNY TÍMEA EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR MATEMATIKA-FIZIKA SZAK Témavezetők: DR. HORVÁTH ÁKOS ELTE-TTK ATOMFIZIKAI TANSZÉK MÁDLNÉ DR. SZŐNYI JUDIT ELTE-TTK ALKALMAZOTT ÉS KÖRNYEZETFÖLDTANI TANSZÉK Budapest, 2005.
Tárgymutató 1. Bevezetés... 4 2. Radon és az emberi környezet... 5 2.1. A radon geológiai eredete... 5 2.2. A radon diffúziója... 6 2.3. A radon egészségi hatásai... 8 2.4. Vizek radontartalmának áttekintése... 10 3. A Tihanyi-félsziget és környéke... 14 3.1. A térség természeti képe... 14 3.2. A térség fejlődéstörténete ([1] [2] [3] [7] alapján)... 17 3.3. Hidrogeológiai viszonyok... 19 3.4. A tihanyi maar vulkanizmus ([8] alapján)... 21 3.5. A félszigeten végzett korábbi mérések ([8] alapján)... 23 4. A vízminták radontartalmának meghatározási módja... 27 4.1. A folyadékszcintillációs méréstechnika... 27 4.2. A Tri-Carb működése... 28 4.3. A mintavétel menete... 31 4.4. A mérési eredmények kiértékelése... 34 5. Mérési eredmények és diszkussziójuk... 36 5.1. A Balatonfüreden és környékén végzett mérések eredményei és diszkussziójuk... 36 5.2. A tihanyi Külső-tónál végzett mérések eredményei és diszkussziójuk... 88 6. Kutatási eredmények összefoglalása... 91 7. Komplex természetvizsgáló kirándulás tervezése (Pedagógiai fejezet)... 93 7.1. A kirándulás célja... 93 7.2. A tervezett kirándulás útvonala, menete... 94 7.3. Feladatlapok a kiránduláshoz... 96 7.3.1.a) A forrásvizek és a talaj radioaktivitásának mérése... 97 7.3.1.b) Talajok vízelnyelő képességének vizsgálata... 99 7.3.2.a) Vizek kémhatásának és keménységének vizsgálata... 100 7.3.2.b) A vízfolyási sebesség, a vízhozam és a lefolyás meghatározása... 102 7.3.3.a) A levegő relatív páratartalmának mérése... 104 7.3.3.b) Az atmoszférikus légnyomás magasságfüggésének vizsgálata... 107 7.3.4.a) A légnyomás napi és helyi változásának vizsgálata... 109 7.3.4.b) A napállandó meghatározása egyszerű pirheliométerrel... 110 7.3.5.a) A terület néhány jellemző kőzetének vizsgálata, azonosítása... 114 7.3.5.b) Szélsebesség meghatározása Pitot-Prandtl szondával... 115 7.3.6.a) A terület jellemző növényeinek, állatainak vizsgálata, azonosítása... 118 7.3.6.b) A Nap színképének tanulmányozása egyszerű CD-spektroszkóppal... 121 7.3.6.c) Napátmérő meghatározása sötétkamrával... 122 8. Irodalomjegyzék... 123 9. Köszönetnyilvánítás... 126 2
10. Függelék... 126 10.1. Földtörténeti események rendszerező táblázata [1] [2] [4]... 127 10.2. Radioaktivitás térkép... 131 10.3. Mintavételi jegyzőkönyvek... 132 10.4. Képek a megmintázott forrásokról, kutakról... 146 3
1. Bevezetés A lakosság évi 2,4 msv egyenértékdózisú természetes eredetű sugárterhelésének 55%-a a radontól illetve bomlástermékeitől származik. A radon a földkéregben található hosszú felezési idejű izotópok (urán, tórium) bomlása során keletkezik és mivel izotópjai nemesgázként kevéssé vannak megkötve, jelentős diffúzióra, migrálásra képes. Megfelelő feltételek esetén az ásványokból kiszabadulva bekerülhet a talajgázokba, a talaj- és ivóvízbe, sőt a levegőbe is. Onnan belélegzés vagy táplálkozás útján az emberi szervezetbe jutva kifejtheti káros hatásait. A radon potenciális forrásásványainak felderítése, a felszín alatti vizek radontartalmának feltérképezése, a radontartalom és a földtani / vízföldtani szerkezet összefüggésének vizsgálata ezért a puszta információszerzésen túl közegészségügyi szempontból is fontos lehet. E szakdolgozat keretén belül ezért szeretnék: 1. áttekintést nyújtani a Balaton északi partján található források / kutak radontartalmáról 2. az ugyanezen a területen elvégzett korábbi mérések eredményeinek felhasználásával megállapításokat tenni a radontartalom időbeli változására vonatkozóan 3. vizsgálatokat folytatni a források / kutak radontartalma és a földtani szerkezet összefüggéseinek felderítése céljából, ami a következő kérdések megválaszolását jelenti: -Mennyire határozzák meg az egyes források / kutak radontartalmát a földtani, vízföldtani jellemzők? (Közülük melyek vannak a radontartalomra nagyobb befolyással?) -Kimutatható-e a megmintázott területen valamiféle általánosnak mondható összefüggés a földtani / vízföldtani helyzet és a források / kutak radontartalma között? -Mennyire mutatkozik időben állandónak az egyes források / kutak radontartalma, vagyis a radontartalom alakulását befolyásolják-e (és milyen mértékben) a különböző meteorológiai tényezők? Mindezek mellett e dolgozatban szeretnénk a Tihanyi-félszigeten végzett korábbi felszíni mágneses mérésekkel is összehasonlító elemzést nyújtani, melyek andezites vulkáni kürtőket mutattak ki a félszigeten (lásd bővebben 2.5. fejezet). 4
2. Radon és az emberi környezet 2.1. A radon geológiai eredete A radon a periódusos rendszerben 86-os rendszámmal rendelkező eleme, színtelen szagtalan, a természetben előforduló legnehezebb gáz. A többi nemesgázhoz (neon, argon, kripton, xenon) hasonlóan zárt elektronhéja miatt nem képes kémiailag kötődni más elemekkel, vegyületekkel. A természetben előforduló három radon izotóp: a 222 Rn -radon, a 220 Rn -toron és a 219 Rn -aktínion, a Föld kérgében található hosszú felezési idejű urán és tórium bomlása során képződik: 238 U - - 226 Ra 222 Rn 235 U - - 223 Ra 219 Rn 232 Th - - 224 Ra 220 Rn Mivel ezeknek a bomlási láncoknak az atomjai minden természetes anyagban megtalálhatók, a kőzetek, a talaj vagy az építőanyagok felszínéről a sorban keletkező nemesgáz a talajvízbe, levegőbe diffundálhat, feldúsulhat. [9] 1. táblázat: A radon izotópok fontosabb tulajdonságai Név Izotóp Felezési idő Radon Toron Aktínion 222 Rn 3.82 nap 220 Rn 55.6 s 219 Rn 4 s A bomlási sor kiinduló eleme A bomlási sor anyaelemének izotóp aránya (%) 238 U 99.28 232 Th 100.00 235 U 0.72 A radon vízben való oldékonysága viszonylag nagy. Ez igazolja a jelenlétét nagy mennyiségben egyes források vizében. Az aktínon ( 219 Rn) nagyon rövid felezési ideje miatt, valamint az anyaizotópjának ( 235 U) a kicsiny aránya miatt elhanyagolható a különböző sugárhatások és a gyakorlat szempontjából. A tórium, mint anyaelem előfordulási aránya ugyan jelentős, de a diffúzióhoz idő kell, ezért végül is mintegy százszor annyi radon jut a levegőbe, mint toron; azaz környezetvédelmi és közegészségügyi szempontból a radonizotópok közül elsősorban a 222 Rn hatása jelentős. Amíg a radon és szülőelemeinek geológiai eredetére, potenciális forrásásványainak felderítésére vonatkozó célzott vizsgálatok hazánkban csak néhány év óta zajlanak, addig az uránkutatás hazánkban régebb múltra tekint vissza. A Balaton-felvidéken például már az 1950-es években készítettek földtani-kémiai elemzéseket a végrehajtott radiológiai 5
vizsgálatok eredményének értelmezése céljából, melynek során a magasabb intenzitású helyeken (pl. Pécsely környéke) lévő kőzetek, képződmények részletes elemzésével szembetűnő (közel lineáris) összefüggést sikerült kimutatni a kőzetek foszfor és urántartalma között. (Laboratóriumi elemzések szerint a legnagyobb sugárzási értékekkel és urántartalommal rendelkező bitumenes-kovás mészkő a Megyehegyi Dolomit Formációban 21-28 % -ban tartalmazott foszfort P 2 O 5 alakban. [23]) Mai ismereteink szerint a radon szülőelemei számos kőzettípusban megjelennek, így például megtalálhatók mélységi magmás kőzetekben (pl. gránitokban), dúsulhatnak törési zónák mentén vagy kötődhetnek szerves anyagokhoz (pl. szerves anyagban dús palák, kőszén lignit, kőolaj rezervoárok). Jelentős részben azonban járulékos ásványokban jelennek meg (pl. monacit, ilmenit, cirkon, rutil, epidot, zoizit, allanit, xentim, biotit). [11] Mindemellett fontos azt is megjegyezni, hogy a különböző földrajzi helyeken tapasztalható radonanomáliák értelmezéséhez, magyarázatához nem elegendő a potenciális forrásásványok mennyiségének vizsgálata, hisz emellett még számos tényező (így például: törések, vetők közelsége, a kőzetek porozitása, szemcseméret, szemcseszerkezet, meteorológiai paraméterek stb.) befolyásolhatja a felszín alatti vizekben illetve a levegőben lévő radon mennyiségét. Jó példa erre a Velencei-hegység öt falujában 2001-2002-ben végzett vizsgálat, mely során olyan helyekről származó gránitminták részletes ásványtani elemzését végezték el, ahol a beltéri radonszintek a WHO által ajánlott 200 Bq/m 3 -es határértéket jóval meghaladták. A várakozással szemben a minták urán- és tóriumtartalma nem volt kimagasló, így a magas radontartalom oka másban, a fentebb már említett, elsősorban a radon diffúzióját befolyásoló paraméterekben kereshető. Ehhez hasonló eredménnyel járt egyébként pl. a Sajó-Hernád térségében elvégzett komplex radonanomália-vizsgálat is, mely megmutatta az agyagásványok jelentőségét a beltéri radonanomáliák kialakulásában. [9] [10] [11] 2.2. A radon diffúziója Általában a természetben előforduló radioaktív elemek erősen kötve vannak az ásványokban, amelyek természetes sugárvédelmi szempontból nem veszélyesek az egészségre. A radon izotópjai azonban nemesgázként kevéssé vannak megkötve, jelentős diffúzióra, migrálásra képesek. Ha a radon egy kőzetben mélyen jön létre, akkor kevés esélye van a felszínre vándorolni és kijutni a levegőbe, hozzájárulni a levegő aktivitásához. Mégis, az ásványok mikrorepedésein keresztül nagy áteresztőképességű kőzetek esetén a radon egy 6
része kiszabadulhat, jelentősen elvándorolhat és behatolhat a talaj menti gázokba, vizekbe. Majd onnan kijuthat levegőbe is, ahol aztán tovább diffundálhat. Törési zónákban a felszálló gázok és vizek megkönnyítik a radon transzportját, de aktív vetők mentén is megnövekedhet a radonkoncentráció a talajgázokban. A radon diffúzióval, illetve konvektív áramlással mozog a talajban. Finomszemcsés talajok esetében a horizontális permeabilitás értéke tízszer-ezerszer nagyobb lehet, mint a vertikálisé, különösen ott, ahol a talajok jelentős mennyiségben tartalmaznak agyagásványokat. Az az út, amit a radon meg tud tenni elsősorban a kőzet porozitásától, a geológiai jellemzőktől, és a meteorológiai tényezőktől függ (és természetesen attól, hogy mekkora az élettartama). Így szerepe van például a talajvíznek, nedvességtartalomnak, hőmérsékletnek, nyomás-különbségeknek is. A talaj minősége is erősen befolyásolja a radon mozgását. Például homokos talajban majdnem zavartalan, nedves, agyagos talajban erősen gátolt a mozgása. A 222 Rn diffúziós úthossza szilárd testekben néhány cm-től néhány száz méterig, 220 Rn esetén ugyanez csak néhányszor tíz cm-ig terjedhet. 2. táblázat: Radontól eredő aktivitás-koncentrációk [9] Előfordulás Radonkoncentráció (Bq / m 3 ) Talajban 1 m mélyen 5000-200.000 Szabad levegőben szárazföld felett 2-10 óceán felett 0,02-0,22 Földgázokban 10-54.000 Zárt helyiségben 2-300 (akár 100.000) Uránbányákban 10 4-10 6 Szénbányákban 20-500 Más ércbányákban 10 2-10 6 Radonos fürdőkben 370-4440 (akár 55.000) Alagutakban 200-2220 Vizekben 10 4-10 8 Megfelelő körülmények között a talajból származó radon nagy mennyiségben be tud jutni és fel tud dúsulni a lakások beltéri levegőjében is (majd onnan belélegzés útján a szervezetbe jutva kifejtheti -a későbbiekben még részletes tárgyalásra kerülő- káros hatásait). A lakások radon-koncentrációja a mérsékelt égövben főként a talajból származik. A radon kisebb hányada érkezik diffúzióval (15%), a nagyobb hányadot (45%) általában nyomáskülönbség által szívott talajlevegő hozza magával nyílásokon keresztül (repedéseken, csatornákon, 7
villanyvezeték mentén). Az építőanyagból kidiffundálva mintegy 20%, a külső levegőből bediffundálva 17%, a vezetékes vízből 2%, a konyhai gázból 1% érkezhet. Urándús talajra épült házban a talajból bediffundáló, onnan beszívott radon részaránya megközelítheti a 100%-ot. Padlószinten a legmagasabb, föntebb alacsonyabb a radon-koncentráció. [22] 3. táblázat: Egyes országok lakásainak levegőjében éves átlagban mért aktivitáskoncentrációk középértékei [22] Egyesült Államok 37 Bq/m 3 Finnország 90 Bq/m 3 Franciaország 62 Bq/m 3 Indonézia 12 Bq/m 3 Japán 29 Bq/m 3 Magyarország 55 Bq/m 3 Németország 49 Bq/m 3 Svédország 108 Bq/m 3 Szíria 20 Bq/m 3 A legtöbb európai országban jogilag meg van állapítva az az ún. intézkedési szint, amelynél magasabb radon-aktivitáskoncentráció esetén a lakás radonmentesítése szükséges. A pillanatnyilag érvényes magyar szabványok (1996) a radont "természetes eredetű sugárzásnak" ítélik, így nem írnak elő ilyen megengedhetőségi korlátot. Pedig vannak olyan lakóházak, amelyekben a radon aktivitáskoncentrációja éves átlagban több ezer Bq/m 3 ; a lakott szobában mért legmagasabb pillanatnyi értékek 10 000 Bq/m 3 fölött vannak; és van olyan község is, melynek házaiban az évi átlagos aktivitáskoncentráció középértéke 300 Bq/m 3. [22] 2.3. A radon egészségi hatásai A radon élő szervezetekre gyakorolt hatásainak részletes tárgyalása előtt mindenképpen érdemes szót ejteni arról, hogy általában a sugárzások biológiai hatása többféle szempontból vizsgálható: Aszerint, hogy a hatás a besugárzott egyeden jelentkezik-e vagy az utódain, beszélhetünk szomatikus és genetikus hatásról. A szomatikus hatások a besugárzást követő lappangási idő szerint azonnali (akut) és késői hatásokra bonthatók; de a hatás jelentkezésének valószínűsége szempontjából véletlenszerű (sztochasztikus) és szükségszerű (determinisztikus) hatásokat is meg lehet különböztetni. A radon által a szervezetet érő többlet-sugárterhelésnek főként késői, sztochasztikus hatásai lehetnek (azaz a megbetegedés 8
bekövetkezésére, súlyosságára biztos kijelentések nem tehetők, csak valószínűségi megállapításokat lehet megfogalmazni). [5] A radon egészségre gyakorolt hatásai között így mindenekelőtt a tüdőrák-kialakulás valószínűségének növelését kell megemlíteni. A XV- XVI századból valók az első olyan megfigyelések, leírások ( Agricola és Paracelsus [22] ), mely szerint a bányákban dolgozó emberek különböző tüdő-megbetegedésekben gyakran nagyon korán meghalnak. Eleinte nem tudatosult, hogy a radonnak van tüdőrák-keltő hatása, sokáig ezért elsősorban az arzént, a szilikogén kőport valamint a toxikus fémeket (kobalt, nikkel, bizmut) tették felelőssé. A radioaktivitás felfedezését követően 1908-1912 között Szászországban vizsgálatokat végeztek források radioaktív-anyag tartalmára vonatkozóan, melyek során világossá vált, hogy a tüdőrák olyan helyeken jellegzetes foglalkozási megbetegedés, ahol a víz és a levegő nagymennyiségű radont tartalmaz. (Bánya-tapasztalat szerint 500 Bq/m 3 aktivitású munkahely 0,3%-kal növelte a tüdőrák-kialakulás kockázatát.) Évekkel később, 1950 táján rájöttek arra is, hogy a tüdőrákot elsősorban nem is a radon, hanem annak rövid felezési idejű bomlástermékei okozzák. Ezek a leányelemek főként aeroszolokra tapadva belélegzés révén jutnak a tüdőbe, s a hörgők falán megtapadva nagyon közelről, néhány 10µm-es távolságból α részecskékkel bombázzák a hörgőhám legsugárérzékenyebb, oszló sejtrétegét, illetve a kiválasztó sejteket. A sejt az őt érő sugárzás következtében elpusztulhat (ez a kevésbé veszélyes eset, mivel a sejtet a szervezet később esetleg pótolhatja), vagy károsodhat és ennek következtében daganatos sejtté alakulhat. Emellett a belélegzett radon a tüdő hólyagocskáin keresztül bekerülhet a vérbe is, ahonnan aztán a test bármely részébe eljuthat (persze nagymértékben felhígulva). [9] A belélegzés mellett a radon más formában is bekerülhet az emberi szervezetbe s kifejtheti káros hatását: pl. a táplálékkal, vízben oldott formában. Az ivóvízzel a gyomorba jutó radon bomlástermékeivel együtt a gyomorfal sejtjeire és a bélbolyhokra hat. (400 Bq / l radont tartalmazó vízből napi 1 liter elfogyasztása esetén az egészségre vonatkozó éves egyenértékdózis 1mSv.) [9] A radon káros hatásai mellett mindenképpen meg kell említeni, hogy Magyarország valamennyi gyógyvize kisebb vagy nagyobb mennyiségben, de tartalmaz radont (így például: a Hévízi-tó, a miskolctapolcai barlangfürdő, az egri termálfürdő stb.) Ez csak első hallásra lehet meglepő. Ugyanis a kis dózisú sugárzások sztochasztikus hatására általában is jellemző az, hogy nem lehet eldönteni egyértelműen, milyen (káros vagy épp előnyös) hatással vannak az élő szervezetre. Ily módon úgy tűnik (persze biztosak nem lehetünk benne!), hogy a radon is kis mennyiségben gyógyhatású. Egyes vélemények szerint a Hévízi-tó iszapjában lévő 9
radon például megkönnyíti és fokozza az anyagcsere folyamatokat, megnyugtatja az idegrendszert, és gyógyítóan befolyásolja a sejtműködést is. 2.4. Vizek radontartalmának áttekintése A radon diffúziójának, valamint az egészségre gyakorolt hatásainak áttekintése világossá teszi, miért lehet fontos az egyes területeken a felszín alatti vizek radontartalmának ismerete. Sok országban szigorú előírások vannak az ivóvízben lévő radon maximális mennyiségére vonatkozóan. Például az USA-ban 3,7 Bq/l az ivóvízbeli radon mennyiségének megengedett felső értéke. Ilyen koncentrációjú víz fogyasztása 10-4 többletkockázattal jár a daganatos megbetegedésekre nézve. Ugyanez a korlát Nagy-Britanniában 100 Bq/l, míg az ivóvizek átlagos radontartalma itt 1 Bq/l. Svédországbeli 98-as adatok szerint az ivóvizekben az átlagos radonkoncentráció 20 Bq/l (de helyenként mértek 100 Bq/l értéket is!), fúrt kutak esetén az átlag 210 Bq/l ( a maximális érték 8860 Bq/l!). Ausztriában és Arizonában is végeztek mérések kutakban, illetve természetes vizekben lévő radon mennyiségének meghatározása céljából. Az eredmények szerint a legtöbb arizonai kút koncentráció értéke 150-200 Bq/l volt, az ausztriai minták többségének radon szintje meghaladta a 100 Bq/l-t (de egyes területeken elérte az 500 Bq/l-t is). [7] [9] Radon vagy radonbomlástermék felvételi korlát Magyarországon nincsen. Az MTA Nukleáris kutatóintézete 1978 óta figyeli a magyarországi karsztvidékek barlangvizeinek radontartalmát. A mért értékek közül néhány az alábbi táblázatokban látható: [7] 10
4-5. táblázat: Magyarország vizeinek eddig mért radon-koncentrációi I. [7] Térség Hely Forrás-/ kútnév 2002. 10.23. 2002. 11.26. 2003. 03.29. Radontartalom Bq/l Gulács Sár-kút 6,87 B Csobánc Vár-kút 4,53 Balatonhenye Csurgó-kút 17,2 Tálod Kinizsi-forrás 17,16 A Vigántpetend Fejfájós-kút 18,65 Kapolcs Közkút 9,25 L Monostorapáti Szent-kút 25,56 Nádas-tó 42,29 Köveskál Győrfi-emlékhely 25,78 A Közkút 18,52 Nemesleányfalu Kis-kút 42,61 T Veszprémfajsz Árnyos-kút 1,58 Balócpuszta - 43,52 O Csopak József-forrás 32,92 26,12 Balatonfüred Siske-forrás 16,69 Szekér Ernőemlékforrás 66,79 64,51 N Berzsenyi-forrás 24,89 24,18 Balatonszőlős Péter-forrás 32,15-8,49 Pécsely Fűz-kút 26,58 _ Jábod-forrás 44,30 Zádor-forrás 16,76 Börtön-forrás 26,59 F Vászoly Meggyes-forrás 17,75 Dörgicse - 2,48 E Óbudavár - 5,36 Kővágóörs - 40,03 L Kékkút - 33,37 Balaton-almádi Remete-forrás 47,80 V Felsőörs Kerekes-kút 16,46 I - 7 Csiker-forrás 12,32 D Lovas Savanyú-forrás 50,96 Tihany Ciprián-forrás 12,29 É Ciprián melletti forrás 5,88 Balatonfüred Nosztori-forrás 7,99 K határa Koloska-forrás 29,64 Balatonszőlős Lóci barlangforrás 10,83 11
(6 éves átlag) Hely A medret alkotó kőzet típusa Átlagos radonkoncentráció (Bq / l) Létrási vízesés (patak) Mészkő 2 Létrási vízesés (tó) Mészkő 1 Miskolctapolca (patak) Mészkő 5 föld alatti vizei Anna-patak Dolomit, édesvízi mészkő 2,5 felszíni vizei Szinva-patak Mészkő, rétegzett mészkő 1,4-6,6 Jávor-patak Mészkő 13,6 Garadna-patak Mészkő 3 József-patak Mészkő 5,1 Lófej (patak) Mészkő 0,4 Kistohonya (patak) Mészkő 1 Aggteleki felszíni vizek (3 hónapos átlag) Nagytohonya (patak) Mészkő 0,8 6-7. táblázat: Magyarország vizeinek eddig mért radon-koncentrációi II. [25] A Bükkhegység Hely Forrás -/kútnév Radontartalom (Bq/l) 2004.0 7.20. 2004.09. 12. 2004.11. 26. 2005.03. 14. 2005.04. 09. Hosszúhetény Wein-forrás 15,24±3 26,33±4 Betyár-forrás 45,04±4 49,81±5 térsége Bába-forrás 21,28±3 M Hettyey-forrás 14,52±3 22,25±3 Szőke-forrás 16,2±3 E Cigány-forrás 37,87±4 52,15±5 Pécsvárad- Szászvölgyi-forrás 54,73±5 47,13±4 C Zengővárkony Szászvölgytetői-forrás 16,52±3 16,34±3 TV-forrás 53,66±6 52,31±5 S térsége Helikopteres-forrás 24,59±3 31,76±4 Várkerti-forrás 16,66±3 20,35±3 E Felsővályús-forrás 22,45±3 26,95±3 Mosó-kút 21,59±3 25,6±3 K Büdös-kút 34,54±4 31,93±4 Felső Királygáti-forrás 20,59±3 40,16±4 Balázs-forrás 34,02±4 42,94±4 Patakosgödri-forrás 26,08±4 18,8±3 12
Hely Mánfa térsége Forrás -/kútnév Radontartalom (Bq/l) 2004.09. 2004.09. 2004.10. 2005.01. 2005.04. 14. 19. 03. 10. 02. Mátyás király-kútja 50,17±4 40,08±4 Körtvélyesi-forrás 28,81±3 32,67±4 Anyák kútja 8,25±2 9,64±3 Melegmányi-forrás 16,86±3 25,34±3 M Mecsek-forrás 32,19±3 33,93±4 Barátság-forrás 60,99±5 E Gyula-forrás 15,67±3 Kánya-forrás 8,11±2 7,61±2 Hely Forrás -/kútnév Radontartalom (Bq/l) 2004.07. 20. 2004.09. 12. 2004.11. 26. 2005.03. 14. Kisújbánya Kalán Miska kútja 20,18±2 M Textiles-forrás 31,22±3 31,38±4 térsége Iharos-forrás 20,49±3 22,98±3 E Lendület-forrás 20,45±3 Máré-forrás 25,77±3 26,89±3 C Várkút 10,65±2 14,87±3 Pásztor-forrás 10,87±2 15,57±3 S Pásztor-forrás 2. 21,06±3 Mária-forrás 19,65±3 14,44±3 E Lobogós kút 14,18±2 14,32±3 Hosszúhetény Csurgó-forrás 82,48±6 97,22±7 K Hidasi-forrás 14,16±3 19,22±3 térsége Lajos-forrás 25,23±3 32,03±4 C Mariska-forrás 21,49±3 49,08±5 Kővágószőlős Cser.kút 64,39±5 S Bagoly-forrás 14,16±2 térsége Négybarát-forrás 55,42±4 E Mihály remete-forrás 47,15±4 György-kút 12,45±2 K Farkas-forrás 37,24±3 Pálos-kút 26,27±3 Tixi-forrás 55,91±4 Rot-forrás 80,54±6 Szuadó-forrás 12,71±3 Fenyves-forrás 76,42±6 Jancsi-forrás 46,54±5 13
3. A Tihanyi-félsziget és környéke 3.1. A térség természeti képe A terület, ahol a felszín alatti vizek radontartalmának vizsgálatát végeztem, alapvetően két nagyobb részre bontható: 1. Balatonfüred és környéke (ami lényegében egy 5-8 km széles sávot jelent a Balaton-parttól a Vászoly- Felsőörs vonalig terjedően) 2. a Tihanyi-félsziget 1. A Balatonfüred környéki munkaterület, mely egyben egy nagyobb természetföldrajzi egység, a Balaton-felvidék része, a Balaton medencéjéből mintegy 1,5-2 km széles enyhe lejtővel emelkedik ki. E délies expozíciójú, napfényes lejtők a permi vörös homokkőtől gyakran vöröses színűek (lásd. csopaki, felsőörsi szőlők). Északról a térséget Alsóörs és Dörgicse között egy látszólagos hegyvonulat határolja, mely a 250-300 m magas, enyhén hullámos Veszprémi-fennsík éles pereme. A vonulatban több, nagy esésű patak is vájt magának völgyet (pl. Nosztori-völgy, Koloska-völgy, Kéki-völgy). E terület egyben a Balaton vízgyűjtő területének is része. A tó vizének 60%-kát adják a hegyek lábánál fakadó források vizét szállító patakok. Közvetlenül a Balaton partján fekszik e térség legnagyobb városa, az északi parti fürdőélet központja, a szívbetegek Mekkája : Balatonfüred, mely szénsavas vizeiről is nevezetes (Kossuth-forrás, Berzsenyi-kút, Szekér Ernő-emlékforrás). [1], [2] 2. A Balatonba benyúló s a tavat két medencére osztó Tihanyi-félsziget változatos térszínű terület. Különleges földrajzi helyzete, kialakulásának sajátosságai, mai tájképi megjelenése, földtani és történeti emlékei, ritka növény- és állatfajai hazánkban s Európában is egyedülállóvá teszi. A félsziget partvonalából a természeteshez leginkább hasonló állapotban a délnyugat oldal maradt meg. (A Bozsai-öböl a Balaton egyik utolsó csaknem háborítatlan nádas öblözete.) A félszigeten két állandó és egy időszakos (a csapadékosabb időszakokban feltűnő) tó található: a horgászok kedvelt helye, a Belső-tó, a vízimadarak paradicsoma, a Külső-tó és az ún. Rátai-csáva; melyek egyaránt vulkáni kráterekből jöttek létre. A Külső-tó körüli kráter peremének maradványai ma különálló hegyként látszanak: a Csúcs-hegy (mely 235 m-rel egyben a félsziget legmagasabb pontja 14
is), a Nyereg-hegy, az Apáti hegy, a Kiserdő-tető és az Óvár. Az Óvár keleti oldalában található a félsziget egyetlen rétegforrása: a Ciprián-forrás (ami az utóbbi időben két egymástól kb. 10 méterre lévő helyen is a felszínre bukkan). [1], [2] A permi vörös homokkőtől vörös szántóföld Felsőörs határában Ezeken a területeken történő mintavételek pontos időpontját és helyszíneit az alábbi összefoglaló táblázat valamint az azt követő térképrészlet tartalmazza. 8. táblázat: A méréssorozatok összesítő táblázata A sorozat A mintavétel neve ideje helyszínei Mintaszám (db) Füred 1 2004.07.12. Balatonfüred-Aszófő-Örvényes 7 Füred 2 2004.08.02. Felsőörs-Lovas-Csopak-Balatonfüred 7 Tihany 1 2004.08.16. Tihany-Pécsely-Balatonszőlős 10 Vászoly 1 2004.09.18. Balatonarács-Aszófő-Örvényes-Vászoly 11 Tihany 2 2004.10.30. Tihany (Külső-tó)-Balatonfüred 19 Füred 1 újra 2004.09.18. Balatonfüred-Örvényes 5 Bfüred 3 2005. 01. 08. Felsőörs-Lovas-Csopak-Balatonarács-Tihany-Aszófő- Örvényes-Vászoly-Pécsely-Balatonszőlős 23 Újra 2 2005. 03. 15. Felsőörs-Lovas-Csopak-Balatonarács-Balatonfüred- Aszófő-Örvényes-Vászoly-Pécsely-Balatonszőlős 28 15
9. ábra: A Balaton-felvidéki munkaterület térképe a mérési sorozatok feltüntetésével
3.2. A térség fejlődéstörténete ([1] [2] [3] [7] alapján) A térség legrégebbi képződményei a földtörténeti ÓIDŐBŐL /590-235 millió év/ származnak. Ez időszakban a mai Európa jelentős részét tenger (az Ős-Tethys) borította. SZILURKORI /440-405 millió év/ tengeri üledékekből keletkeztek az Alsóörs-Lovas- Balatonalmádi, Révfülöp-Kővágóörs között húzódó Balaton-parti fillit vonulat palás kőzetei. A KARBONBAN /350-285 millió év/ lezajló variszkuszi hegységképződés hazánk területére is kihatással volt: a hegységképző erők hatására egyrészt megkezdődött a korábban lerakott tengeri üledékek gyűrődése, kristályosodása, másrészt hazánk egy részén a tenger alól való kiemelkedés következtében lepusztulás indult meg a trópusi éghajlaton. Ez a lepusztulás a PERMI /285-235 millió év/ időszakban is folytatódott, bár a jellege Európa északabbra tolódása s az emiatt kialakuló száraz, félsivatagi jellegű környezet hatására megváltozott. E korszakból való az Aszófő-Balatonfűzfő, Badacsonyörs-Zánka térségében sok helyen megtalálható vörös homokkő, mely főként folyóvízi hordalékokból képződött az évmilliók folyamán, s melynek vöröses színéért a benne lévő a hematit és goethit felelős. A földtörténeti KÖZÉPIDŐ /235-65 millió év/ során aztán e terület földtani felépítése színesebbé válik. A TRIÁSZ /235-195 millió év/ korban a lepusztult Variszkuszihegységrendszer maradványait és hazánk területének jelentős részét is sekély tenger (a Tethys) önti el. A mai Dunántúli-középhegység területén egy hatalmas tengervályú alakul ki, melyben elkezdődött a finomszemcsés törmelékek, karbonátok lerakódása. Ekkor halmozódik fel annak a több ezer méter vastag mészkő és dolomit tömegnek a legnagyobb része, amely annyira jellemző e terület hegységképző kőzeteire és ekkor keletkezik a bekövetkező tengerszint-emelkedés során a tengeri állati szervezetek maradványait tartalmazó márga réteg is. A KRÉTAKOR /140-65 millió év/ elején az addig egységes medence tágulásos szerkezeti mozgások hatására széttagolódik, a létrejövő kisebb medencékben folytatódik tovább az üledékképződés. Az emelkedési (az ezzel együtt járó lepusztulási) és süllyedési periódusok váltakozásával jelentős szerkezeti és geomorfológiai változások következnek be. A középidő legjelentősebb kőzetei: a már említett karbonátos kőzetek (homokos dolomit, dolomit), a márga, a mészmárga, szulfátásványok (gipsz), a szürke mészkő (mely az oxigénszegény környezetben feldúsult szerves anyagtól kapja jellegzetes színét) és a tufitrétegek (melyek leginkább Felsőörs környékén figyelhetők meg és vulkáni tevékenység nyomait őrzik). Az ÚJIDŐ /65-0,01 millió év/ elején a Dunántúli-középhegység vonalában ismételten megkezdődő lassú süllyedés hatására DNy felől egy tengerág nyomul be a területre, amit e korszak végére az Alpok-Kárpátok egyre jobban kiemelkedő láncolata a Tethys-től teljesen
elzárva beltengerré alakít. A beömlő folyók aztán e beltenger vizét fokozatosan hígítva hozzák létre a sekély és édes vizű Pannon-tavat, melyből akkoriban csak a Vértes, a Pilis, a Mecsek és a Bakony magasabb részei emelkedtek ki szigetként. A MIOCÉN /25-9 millió év/ során aztán e tó lassan elsekélyesedik, majd a PLIOCÉNRE /9-2,5 millió év/ teljesen visszahúzódik a Dunántúlról. A Balaton-felvidéket, és a későbbi Balaton-medence vidékét borító, főleg folyóvízi, tavi üledékeket az ekkor végbemenő, az alpi hegységképződéssel összefüggő jelentős kéregmozgások hosszanti DNy-ÉK és erre merőleges ÉNy-DK-i irányban tagolják. Élénk vulkáni tevékenység kezdődik a területen, melynek következtében sok helyen -így a későbbi Balaton északi partján, és a délin Fonyódon és Bogláron - hasadékok mentén felszínre törő bazaltláva rakódik a korábbi (Pannon-tavi) üledékekre. E korból valók a Balaton-felvidék bazalt vulkáni tanúhegyei (pl. Badacsony, Gulács, Csobánc), valamint a vulkánkitörések nyomán feltörő hévforrások működése során keletkező gejzírkúpok (lásd Tihanyi-félsziget), zeolit ásványok. E hévforrások utótevékenységének eredményei a ma is működő hévízi, gulácsi, csopaki és füredi savanyúvízforrások. A PLEISZTOCÉN /2,5-0,15 millió év/ időszak során bekövetkező jégkorszakok idején hazánk végig periglaciális (jégmentes) terület volt. Az éghajlatot e korban változatosság jellemezte: a hűvös periódusok után időnként erőteljesen érvényesült a mediterrán hatás is. A periglaciális éghajlat uralma idején nagyon lecsökkent a középhőmérséklet, a rövid, hűvös nyarakat hosszú száraz telek követték és az északi jégtakarók felől erős, hideg szél fújt. Gyakori porviharok nyomán e korszakban halmozódott fel a lösz (a jégmentes területen lehulló porból), de szintén ebből az időszakból származnak a hegyek peremén lévő lejtőtörmelékek és a lejtők alatti kavicsos, homokos törmelékkúpok. A Balaton-melléki hegyek mai csonka kúp alakját is e korszaknak köszönhetjük: T.i. a pliocénban a felszínre ömlő láva és hamu megvédte az alatta lévő pannon homok és agyag rétegeket a szél és csapadék eróziójától, miközben e laza rétegek a környezetből (lásd tapolcai síkság) 100-200 m vastagságban lepusztultak. A würm jégkor eljegesedési idején aktív kéregmozgások során a hosszanti és haránt irányú törésvonalak mentén tektonikai süllyedések következtek be, melyek hatására a Balaton-környéki térszín meglehetősen egyenetlenül, több fázisban besüllyedt. Elsőként a tómedence árka jött létre (két fázisban: a Tapolcai-medence északi határától a Nagyberek déli határáig, majd Tihanytól a keleti partig), ami a későbbiekben aztán vízzel töltődött fel. Az enyhe süllyedéssorozat kelet felé egészen a Velencei-tó medencéjéig tartott. Ha a pannon üledékek szintjét nyomon követjük, megbecsülhetjük az akkori süllyedések mértékét is: ezek alapján kiderül, hogy a Balaton-fenék mélysége keletkezésekor 42-50 méter volt, ami mára kb. 3,5 méter mélységig 18
feltöltődött. (Itt jegyezném meg, hogy egyes feltevések szerint ez a pannon korban megindult süllyedés ma is tart, amire a Káli-medencében időnként észlelhető kisebb földrengések utalhatnak.) A későbbiekben (HOLOCÉN /0,15-0,01 millió év/) bekövetkező szárazabb időszak következtében a vízfelszín egy időre majdnem teljesen megszűnt, a tó zöme lápos területté alakult. A tóba benyúló s a tavat két medencére osztó Tihanyi-félsziget a magasabb vízállású Balatonban egykor sziget volt, s csak a vízszint leszállása után kapcsolta az északi parthoz az aszófői nyak. A félsziget alapja Pannon-tengeri üledék, jelentős része azonban vulkáni tevékenység során jött létre. A vulkáni működés után feltörő forró vizű források száznál is több helyen forrásmészkőből és hidrokvarcitból álló sziklaalakzatokat hagytak maguk után. Közülük is legszebb az Aranyház nevű gejzírkúp. A legújabb kutatási eredmények tanúsága szerint a félsziget két tava: a Belső-tó és a Külső-tó egyaránt vulkáni kráterből jött létre. A vulkán megszűnése után kaldera keletkezett, amelybe később agyagos vízzáró réteg rakódott le, és ily módon megtartotta a felgyülemlett vizet. A tó mintegy 25 méterrel magasabban fekszik, mint a Balaton, azzal nincs összeköttetése. Vízének mégis van bizonyos mértékű lefolyása. A tófenék nem teljesen vízzáró, azaz a tóból van elszivárgás is, így a Belső-tó vize a pannóniai homokon átszűrődve eljut a Balatonba is. A szivárgó víz, pl. 1930-ban földcsuszamlást okozott. 3.3. Hidrogeológiai viszonyok A felszín alatti vízáramlási rendszerek körében a be- és kiáramlási területek elhelyezkedése alapján három alapvető áramlási rendszert különböztethetünk meg: lokális áramlási rendszer (a ki- és beáramlási terület szomszédos), intermedier áramlási rendszer (a ki- és beáramlási területei között legalább egy lokális rendszer helyezkedik el, az utánpótlódási helye nem a fő vízválasztó, és a megcsapolódási területe nem a fő völgy), regionális áramlási rendszer (utánpótlódási területe a fő vízválasztó és megcspolódási helye a fő medence völgye). [26] Ezeknek az áramlási rendszereknek a ki és beáramlási területei a felszínen az egyenetlen topográfiai viszonyok és a változatos lefutású talajvízdomborzat miatt mozaikosan helyezkednek el. Az egymás melletti kiáramlási területek vizei egyaránt közeli és távoli tápterületekről eredhetnek; hasonlóan a szomszédos beáramlási területekről származó víz egymástól távoli helyeken csapolódhat meg. Ennek következtében regionális és lokális 19
áramlási rendszerek utánpótlódási és megcsapolódási területei akár egymás mellett is megjelenhetnek a felszínen. [27] 10. ábra: Az áramlási rendszerek klasszikus példája Tóth nyomán ([27] alapján) A Balaton-felvidék jellemzője az ún. szabad tükrű magas karsztvíz, amelynek vízjárása elsősorban a csapadék függvénye. A forráshozamok a csapadékmaximumokra 1-2 hónapos késéssel reagálnak a kút vagy forrás közvetlen környezetének áteresztő képességi tényezőjétől, a Balaton aktuális vízállásától, valamint a helyi mesterséges vízkivételektől függően. A Balaton ugyanis a partközeli zónákban leszívja az esetleges maximumokat és egyben meghatározza a vízszint maximális nívóját is, azaz a karsztvízrendszer erózióbázisa. A szerkezeti, domborzati viszonyok és az áramlási kép tanulmányozásával [13] [28] megállapítható, hogy a Balaton-felvidéken kisebb lokális áramlási rendszerek alakultak ki: pl. Pécselyi-medence, a Balatonfüredtől Balatonalmádiig eső rész, Káli-medence, Balatocsicsóimedence. A lokális rendszerekben a felszín alatti víz jellemzően a magas fekvésű beszivárgási területekről a megcsapoló harántvölgyekben fakadó források, kútcsoportok irányába mozog a 20