A RADONTARTALOM ÉS LEHETSÉGES FORRÁSAINAK ÖSSZEHASONLÍTÁSA MA- GYARORSZÁGI KARSZTOSODÓ KŐZET- BEN KÉPZŐDÖTT KORRÓZIÓS ÉS ERÓ- ZIÓS BARLANGOKBAN

Eötvös Loránd Tudományegyetem Természettudományi Kar A RADONTARTALOM ÉS LEHETSÉGES FORRÁSAINAK ÖSSZEHASONLÍTÁSA MA- GYARORSZÁGI KARSZTOSODÓ KŐZET- BEN KÉPZŐDÖTT KORRÓZIÓS ÉS ERÓ- ZIÓS BARLANGOKBAN Szakdolgozat Készítette: BEZSENYI ANIKÓ EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR BIOLÓGIA-KÖRNYEZETTAN SZAK Témavezető: DR. HORVÁTH ÁKOS EÖTVÖS LORÁND TUDOMÁNYEGYETEM TERMÉSZETTUDOMÁNYI KAR ATOMFIZIKAI TANSZÉK Budapest, 2006.

Köszönettel tartozom Dr. Kiss Ádámnak, az ELTE Atomfizikai Tanszék vezetőjének, aki lehetőséget adott arra, hogy a szakdolgozatomat a tanszéken írhassam. Szeretném külön megköszönni Dr. Horváth Ákosnak, az ELTE Atomfizikai Tanszék docensének az áldozatos munkáját, amellyel e dolgozat megírását segítette. Továbbá köszönöm Kiss Attilának, a Pálvölgyi-barlang vezetőjének a szakmai tanácsokat, a barlanggal kapcsolatos információkat, és a lehetőséget, hogy a barlangban méréseket végezhettünk. Köszönöm Dr. Szabó Csabának, az ELTE Kőzettan-Geokémiai Tanszék docensének a földtani és kőzettani kérdésekben nyújtott ismereteket. Végül, de nem utolsó sorban köszönöm Kövér Andrásnak a közös munkát, a néha könnyed, néha nehéz perceket és azt, hogy nem kell szégyellnem, ha eltévedek egy turisták számára kiépített barlangban.

TARTALOMJEGYZÉK BEVEZETÉS..1 I. A RADON ÉS JELENLÉTE A BARLANGOK LÉGTERÉBEN I.1. A RADONRÓL..2 I.1.1. FIZIKAI-KÉMIAI TULAJDONSÁGOK..2 I.1.2. A RADON GEOLÓGIAI EREDETE ÉS MEGJELENÉSE KÖRNYEZETÜNKBEN 3 I.1.3. A RADON ÉS LEÁNYELEMEI ÉLETTANI HATÁSA.....4 I.1.4. RADONRA VONATKOZÓ NEMZETKÖZI AJÁNLÁSOK ÉS A MAGYARORSZÁGI SZABÁ- LYOZÁS..7 I.2. RADON A BARLANGOK LÉGTERÉBEN.8 1.2.1. A BEFOGADÓ KŐZET ÉS A BARLANGI SZILÁRD KITÖLTÉSEK SZEREPE A RADON- KONCENTRÁCIÓ KIALAKÍTÁSÁBAN.8 1.2.2. A VÍZ SZEREPE A RADON-KONCENTRÁCIÓ KIALAKÍTÁSÁBAN..9 1.2.3. LÉGMOZGÁS A JÁRATOKBAN, A BARLANGOK SZELLŐZÉSE...9 II. A VIZSGÁLT BARLANGOK ÉS KELETKEZÉSÜK GEOLÓGIAI ÁTTEKINTÉSE II.1. KORRÓZIÓS ÉS ERÓZIÓS BARLANGOK KELETKEZÉSE KARSZTOSODÓ KŐZETEKBEN.. 11 II.1.1. TISZTÁN HÉVIZES OLDÁSSAL KIALAKULÓ BARLANGOK (SÁTORKŐPUSZTAI- BARLANG).. 13 II.1.2. KEVEREDÉSI KORRÓZIÓ (BUDAI-BARLANGOK)...14 II.1.3. ERÓZIÓS BARLANGKÉPZŐDÉS (BRADLA-BARLANG)..16 II.2. FÖLDTÖRTÉNETI ÁTTEKINTÉS AZ ADOTT TERÜLETEKRŐL..17 II.3. A TERÜLETEK FÖLDTANI LEÍRÁSA... 20 II.3.1. PILIS-HEGYSÉG... 20 II.3.2. BUDAI-HEGYÉG.. 22 II.3.3. AGGTELEKI KARSZT.25 II.4. A VIZSGÁLT BARLANGOK KELETKEZÉSE, FELÉPÍTÉSE ÉS GEOLÓGIAI HELYZETE 29 II.4.1. A SÁTORKŐPUSZTAI-BARLANG.29 II.4.2. A PÁL-VÖLGYI-BARLANG 31 II.4.3. A BARADLA-BARLANG.34 III. A LEVEGŐ RADONTARTALMÁNAK MEGHATÁROZÁSI MÓDSZEREI III.1. SZILÁRDTEST-NYOMDETEKTOROS MÓDSZER.....36 III.2. RAD7 DETEKTOR MŰKÖDÉSE... 37 III.3. ALPHA GUARD DETEKTOR MŰKÖDÉSE.39 III.4. RADONKAMRÁS EXHALÁCIÓ MÉRÉSEK LEÍRÁSA..41

IV. A MÉRÉSI EREDMÉNYEK ÉS DISZKUSSZIÓJUK IV.1. A SÁTORKŐPUSZTAI-BARLANG...43 IV.1.1 A MÉRÉSI EREDMÉNYEK ÁTTEKINTÉSE.....43 IV.1.2. DISZKUSSZIÓ.....44 IV.2. A PÁL-VÖLGYI-BARLANG..44 IV.2.1. A MINTÁK, MINTAVÉTELI HELYEK LEÍRÁSA...45 IV.2.2. A RADONEXHALÁCIÓS MÉRÉSEK EREDMÉNYEI.47 IV.2.3. A BARLANGLEVEGŐ RADONMÉRÉSI EREDMÉNYEI...50 IV.2.4. DISZKUSSZIÓ.55 IV.3. A BARADLA-BARLANG... 56 IV.3.1. A RADONEXHALÁCIÓS MÉRÉSEK EREDMÉNYEI.56 IV.3.2. A BARLANGLEVEGŐ RADONMÉRÉSI EREDMÉNYEI... 57 VI.3.3. DISZKUSSZIÓ.....59 IV.4. AZ EREDMÉNYEK ÖSSZEHASONLÍTÁSA....59 V. A RADON TÉMAKÖR FELDOLGOZÁSA A KÖZÉPISKOLAI OKTATÁSBAN I. EGYSÉG AZ OKTATÓCSOMAG BEMUTATÁSA 1. AJÁNLÓ.62 2. A RADON TÉMAKÖR FELDOLGOZÁSA TANTÁRGYAKBA INTEGRÁLT KÖRNYEZETTAN OKTA- TÁS ESETÉN.....63 2.1 KÉMIA...63 2.1.1. AZ TANANYAG ELSAJÁTÍTÁSÁHOZ, MEGÉRTÉSÉHEZ SZÜKSÉGES TÁRGYI ISME- RETEK TÉMAKÖRÖK SZERINT...63 2.1.2. A TÉMAKÖR, AMELYNEK RÉSZEKÉNT FELDOLGOZHATÓAK A RADONNAL KAP- CSOLATOS ISMERETEK.....64 2.1.3. AJÁNLOTT FEJEZETEK....64 2.2. FIZIKA..64 2.2.1. AZ TANANYAG ELSAJÁTÍTÁSÁHOZ, MEGÉRTÉSÉHEZ SZÜKSÉGES TÁRGYI ISMERE- TEK TÉMAKÖRÖK SZERINT......64 2.2.2. A TÉMAKÖR, AMELYNEK RÉSZEKÉNT FELDOLGOZHATÓAK A RADONNAL KAPCSO- LATOS ISMERETEK.. 65 2.2.3. AJÁNLOTT FEJEZETEK....65 2.3. BIOLÓGIA, EGÉSZSÉGTAN MODUL..65 2.3.1. AZ TANANYAG ELSAJÁTÍTÁSÁHOZ, MEGÉRTÉSÉHEZ SZÜKSÉGES TÁRGYI ISMERE- TEK TÉMAKÖRÖK SZERINT.....65 2.3.2. A TÉMAKÖR, AMELYNEK RÉSZEKÉNT FELDOLGOZHATÓAK A RADONNAL KAPCSO- LATOS ISMERETEK.. 66 2.3.3. AJÁNLOTT FEJEZETEK.....66 2.4. FÖLDRAJZ... 66

2.4.1. AZ TANANYAG ELSAJÁTÍTÁSÁHOZ, MEGÉRTÉSÉHEZ SZÜKSÉGES TÁRGYI ISMERE- TEK TÉMAKÖRÖK SZERINT..66 2.4.2. A TÉMAKÖR, AMELYNEK RÉSZEKÉNT FELDOLGOZHATÓAK A RADONNAL KAPCSO- LATOS ISMERETEK.. 67 2.4.3. AJÁNLOTT FEJEZETEK.....67 3. A RADON TÉMAKÖR FELDOLGOZÁSA ÖNÁLLÓ KÖRNYEZETTAN TANTÁRGY OKTATÁSA ESETÉN.. 67 II. EGYSÉG A RADON 1. BEVEZETÉS..69 2. FIZIKAI-KÉMIAI TULAJDONSÁGOK...69 3. HONNAN SZÁRMAZIK A RADON?...69 4. DOZIMETRIAI ALAPFOGALMAK.71 5. GEOLÓGIAI-TALAJTANI HÁTTÉR...71 6. MILYEN TERÜLETEKEN SZÁMÍTHATUNK RADON-FELDÚSULÁSRA... 74 7. RADON AZ ÉPÜLETBEN....74 7.1. A LÉGNYOMÁS-KÜLÖNBSÉG A TALAJ ÉS A HÁZ BELSEJE KÖZÖTT. 74 7.2. A LÉGKONDICIONÁLÓ RENDSZER......75 7.3. A HÁZ ALATTI TALAJ, ALAPKŐZET 75 7.4. AZ ÉPÍTŐANYAG... 76 7.5. AZ ÉPÜLETSZERKEZET...76 7.6. A VÍZ 77 7.7. A FÖLDGÁZ...77 7.8. A LAKÓK VISELKEDÉSE.....78 7.9. A LEHETSÉGES FORRÁSOK ÖSSZEFOGLALÁSA...78 8.VÉDEKEZÉS, RADONMENTESÍTÉS..79 8.1. IDŐVÉDELEM.79 8.2. SZELLŐZTETÉS. 79 8.3. REPEDEZÉS-MENTESÍTÉS, SZIGETELÉS.....79 8.4. LÉGKONDICIONÁLÁS.. 79 8.5. RADONGYŰJTŐ ZSOMP, ILLETVE CSERÉPALAGCSŐ-RENDSZER....79 8.6. RADONKÚT 80 8.7. GÁZTALANÍTÁS....81 8.8. ÉPÜLETTERVEZÉS ÉS VÁSÁRLÁS 81 9. ÉLETTANI HATÁSOK, EGÉSZSÉGÜGYI KÖVETKEZMÉNYEK..81 10. A RADON HASZNOSSÁGÁRÓL..83 10.1. SZÉNDIOXID SZÁRAZFÜRDŐ... 83

10.2. BARLANGTERÁPIA........84 10.3. TÖRÉSVONALAK KUTATÁSA..84 10.4. BARLANGKUTATÁS...84 10.5. NYOMJELZÉS...84 III. EGYSÉG - FELADATLAP 1. FELADATLAP... 85 2. MEGOLDÁSOK. 92 IV. EGYSÉG MÓDSZERTANI LEHETŐSÉGEK 1. KISELŐADÁSOK SZERVEZÉSE 94 1.1. ÖNÁLLÓ KÖRNYEZETTAN TANTÁRGY OKTATÁSA ESETÉN...94 1.2. TANTÁRGYAKBA INTEGRÁLT KÖRNYEZETTAN OKTATÁS ESETÉN.94 2. PROJEKTMUNKA. 95 2.1. ÖNÁLLÓ KÖRNYEZETTAN TANTÁRGY OKTATÁSA ESETÉN...95 2.2. TANTÁRGYAKBA INTEGRÁLT KÖRNYEZETTAN OKTATÁS ESETÉN. 95 3. HÁZI FELADAT, SZORGALMI FELADAT 96 3.1. ÖNÁLLÓ KÖRNYEZETTAN TANTÁRGY OKTATÁSA ESETÉN...96 3.2. TANTÁRGYAKBA INTEGRÁLT KÖRNYEZETTAN OKTATÁS ESETÉN. 96 4. CSOPORTMUNKA 97 4.1. ÖNÁLLÓ KÖRNYEZETTAN TANTÁRGY OKTATÁSA ESETÉN...97 4.2. TANTÁRGYAKBA INTEGRÁLT KÖRNYEZETTAN OKTATÁS ESETÉN. 97 IRODALOMJEGYZÉK... 98 FÜGGELÉK....102

BEVEZETÉS Az elmúlt 25 évben számtalan tanulmány született a barlangok légterének radonszintvizsgálataival kapcsolatban. A radon aktivitás-koncentráció változásának mérésével sikeresen térképezték fel több barlang levegődinamikáját, sőt járatok addig ismeretlen összeköttetéseit, kapcsolatait. A debreceni ATOMKI kutatói - közöttük Hakl József többször rendszerezte az évek során felgyűlt ismereteket, és több radonszint-változással kapcsolatos kérdésre választ talált. Sajnos a radon forrásával, esetleg forrásaival kapcsolatban korántsem ilyen gazdag a szakirodalom. Ez a szakdolgozat az ismeretek más alapú osztályozásával próbál közelebb jutni a még megválaszolatlan kérdésekhez. Az eddigi barlangmorfológiai és -szerkezeti összehasonlításokat felhasználva, a hazai karsztbarlangok eredete szerint próbálom meg rendszerezni az ismereteket, új összefüggéseket keresve. A hazai karsztosodó kőzetekben képződött barlangok három alaptípusát hasonlítom össze egy-egy példán keresztül. A tisztán hévizes oldással kialakuló barlangokat a Sátorkőpusztai-barlang, a keveredési korrózióval kialakultakat a Pál-völgyi-barlang, az erróziós barlangokat pedig a Baradla-barlang képviseli a témakörön belül. Az eredet szerinti összehasonlítás egy másik szempontrendszert takar valójában. A képződési különbségeket esetlegesen tükrözhetik a potenciális radonforrások, ugyanis a behordott és a helyben képződő kitöltések aránya változik a barlang kialakulásától függően, és a barlangban megjelenő különböző eredetű vizek is befolyásolhatják a barlangok radonszintjét. A három barlang közül a Pál-völgyi-barlang területéről rendelkezem saját adatokkal. A másik két barlangban Hakl József és munkatársai végeztek méréseket. A Pál-völgyibarlangban 2002 óta folytatunk vizsgálatokat Horváth Ákossal, Papp Botonddal és Kövér Andrással, akikkel közösen róttam újra meg újra a barlang járatait. A méréseket részben a barlangban, részben az ELTE Atomfizikai Tanszéken végeztük. 1

I. A RADON ÉS JELENLÉTE A BARLANGOK LÉGTERÉBEN I.1. A RADONRÓL I.1.1. FIZIKAI-KÉMIAI TULAJDONSÁGOK A radon színtelen, szagtalan nemesgáz. Fagypontja alá hűtve foszforeszkál előbb sárga, majd narancsos színben. A VIII. oszlop utolsó eleme, azaz a legnehezebb a nemesgázok között. A rendszáma 86, standard atomtömege 222,0176 g/mol, forráspontja -62 C, olvadáspontja 71 C. Kémiailag közel inaktív, ami azt jelenti, hogy vegyületet ritkán képez, csupán néhány komplexe és egy fluorid-vegyülete ismert (Chang 1991). Vízoldékony szobahőmérsékleten (deformálható elektronfelhő), szerves vegyületekben azonban sokkal jobban oldódik. A természetben három radioaktív radon-izotóp fordul elő, a 222 Rn (radon), a 220 Rn (toron) és az 219 Rn (aktinon). A három természetes radioaktív bomlási sor mindegyikében megjelenik egy-egy izotópja. A 222 Rn az 238 U bomlási sorában, a 220 Rn a 232 Th bomlási sorában, a 219 Rn az 235 U bomlási sorában keletkezik. Az izotópok természetes környezetbeli gyakorisága a felézési idejük függvénye. Az aktinon nem okoz jelentősebb sugárterhelést, mivel felezési ideje nagyon rövid (3,9 s), ezért keletkezési helyén elbomlik, vagy csak elenyésző hányada kerül a légtérbe. A sugárterheléshez való csekély hozzájárulás másik oka, hogy az 235 U a természetes urán 0,71%-a csupán, így környezetünkben nem fordul elő számottevő koncentrációban. A toron felezési ideje 55s. Ugyan a tórium nagyobb koncentrációban van jelen a természetben, mint az 235 U, és a toron felezési ideje az aktinon felezési idejénél egy nagyságrenddel nagyobb, még így is túl rövid az élettartama és ritka izotóp ahhoz, hogy jelentős sugárterhelést okozzon. Jelentősebb dózisterhelést csak akkor okozhat, ha a kőzet, talaj, vagy az építőanyag magas 232 Th-koncentrációjú. A 222 Rn a 3,8 napos felezési idejével a legjelentősebb izotóp. A szűkebb értelemben vett radon név alatt ezt az izotópot értjük. A 3,8 napos felezési idő elegendő ahhoz, hogy ez az izotóp a földkéregből, talajból, építőanyagokból a légtérbe kerüljön, és zárt terekben felhalmozódjon. A természetes ionizáló sugárzások emberi szervezetre gyakorolt biológiai hatásának (dózisnak) 52%-a származik a különböző radon-izotópoktól, 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

I.1.2. A RADON GEOLÓGIAI EREDETE ÉS MEGJELENÉSE KÖRNYEZETÜNKBEN Mivel a különböző radonizotópok a természetes radioaktív bomlási sorok tagjai, így megjelenésük minden olyan környezetben várható, ahol a bomlási sorok anyaelemei ( 235 U, 238 U, 232 Th) előfordulhatnak. Az izotópok felezési ideje és az 235 U ritka előfordulása alapján, a 232 Th és az 238 U (1.ábra) érdemel esetünkben nagyobb figyelmet. Az U-Th sor elemei ásványok alkotói, így a talaj és a különböző kőzetek szinte minden esetben tartalmaznak uránt, tóriumot, vagy rádiumot. Az U-Th sor elemei a leggyakrabban a következő ásványokban fordulnak elő: cirkon (ZrSiO 4 ), monacit (CePO 4 ), xenotim (YPO 4 ), zirkelit [Ca, Fe)(Zr, Ti, U) 2 O 5 ], allanit [ (Ca, Ce, La) 2 (Al, Fe 3+, Fe 2+ ) 3 (SiO 4 xsi 2 O 7 xoxoh)] (Burján et al. 2002, Palotai et al. 2005). A radon közvetlenül a kőzetekben és a talajban lévő 226 Ra izotópból keletkezik, ezért mennyiségét elsősorban a forrás 226 Ra aktivitás-koncentrációja határozza meg. A 226 Ra alfa-bomlása során keletkezik radon: A bomlást 3%-ban gamma-sugárzás kíséri. A bomlás során a rádiumtartalmú ásványokból a képződő radon kiléphet a talaj pórusterébe, a kőzetek repedéshálózatába (emanáció). Természetesen a folyamatot több tényező befolyásolja, ezek a következők: a befoglaló közeg sűrűsége, szemcseméret, nedvességtartalom, porozitás, rádium-eloszlás. A talajból, kőzetekből a radon a légtérbe kerülhet (exhaláció). Az exhaláció az emanációhoz hasonlóan több tényezőtől függ. Az exhalációt befolyásolja a pórustér radon-koncentrációja, a talaj / kőzet gázpermeábilitása, nedvességtartalma, a szemcsék méreteloszlása, az emanációs hatékonyság és különböző földrajzi-meteorológiai tényezők (időjárási viszonyok, napszak, évszak, árapály effektus). (Balogh et al. 1994) A légkörben megjelenő radon zárt, rosszul szellőző helyeken felhalmozódhat. Megemelkedett radon-koncentráció alakulhat ki bányákban, alagutakban, fürdőkben, földalatti vasutak folyosóin, barlangokban és gyakran lakóépületekben is. A lakások megemelkedett radon-koncentrációjának forrása nem kizárólagosan a talaj, vagy az alapkőzet, bár e két tényező a lakásokba bejutó radon 60%-áért felelős. Fontos forrásnak tekinthetők a különböző építőanyagok, és néhány esetben a légkör. Bizonyos esetekben az ivóvíz és a földgáz is hozzájárulhat a radontól származó sugárterhelés kialakításához. (Marx 1996) A radon belépésére számtalan lehetőséget nyújt egy lakóépület, az ablakok, ajtók körüli hézagoktól kezdve, az aljzat repedésein át az elektromos és vízvezetékek illesztékéig. A házon belül uralkodó alacsony nyomás elősegíti a radon bejutását a belső térbe. A gáz 3

áramlása a lakásban elsődlegesen a belső és külső légnyomás-különbségtől függ. Télen, a fűtés hatására a nyomáskülönbség kifejezettebbé válik. Ez a mechanizmus elősegíti a radon belépését a lakótérbe a talajgázból. 1. ábra: Az urán-238 radioaktív bomlási sora I.1.3. A RADON ÉS LEÁNYELEMEI ÉLETTANI HATÁSA A radon élettani hatása nem csak közvetlenül magának a radonnak köszönhető, hanem leányelemeinek. A radonhoz köthető sugárterhelés 98%-át a rövidéletű bomlástermékeinek belégzése okozza. Az 5-7 MeV-es alfa-részecskék hatótávolsága élő szövetben néhányszor 10 µm, így az epidermisz elhalt sejtjei felfogják az alfa-sugárzás jelentős részét. A légköri radon leginkább belélegezve, a tüdőre jelent veszélyt. A leányelemek közül a rövid felezési idejű elemek fontosak, hiszen bomlásukkal ezek okoznak jelentős sugárterhelést a tüdő szöveteiben, így a 214 Po és a 218 Po tekinthető a legfontosabb, és egyben a legveszélyesebb izotópnak. A tüdő radonhoz kapcsolódó sugárterhelése három forrásból származik. A tüdőben elbomló radon-atomokból keletkező bomlástermékeken kívül a belélegzett levegőben is jelen vannak ezek a leányelemek. A belélegzett leányelemek 90%-a a levegő aeroszolra adszorbeált, a fennmaradó részük szabadon fordul elő. Különösen a kisebb méretű részecskékhez kötött és a részecskékhez nem kötött leányelemek veszélyesek, mert ezek a tüdő mélyebb részeire is lejutnak, ahonnan csak hosszabb idő (órák akár) múlva kerülnek csak ki. Ezzel szemben a belélegzett radon nagy valószínűséggel kilégzésre kerül, csak kb. 3%-a 4

bomlik el a tüdőben. A radon leányelemei között alfa- és béta-sugárzó radionuklidok is vannak. A leányelemek közül azok jelentenek nagyobb kockázatot, amelyek α-részecskét bocsátanak ki bomlásukkor, mivel rövid távolságon (néhányszor 10 µm) adják le hatalmas energiájukat (4-9 MeV) (2.ábra), ezért a szövetekre gyakorolt élettani hatásuk nagyjából húszszorosa a béta-, gamma- vagy röntgensugárzás esetén tapasztaltnak, azaz ugyanakkora dózis húszszor nagyobb hatást vált ki. A belélegzett aeroszol-részecskék megtapadnak a tüdő hörgőinek a falán, és adszorbeált leányelemek besugározzák a hörgőhám érzékeny sejtjeit. A 2. ábra. Az alfa-részecskék hatósugara a hörgő (bronchus) felszínén (Az eredeti szövettani kép: http://medstudy. webmd.idv. tw/histo/pic/histo_17_03_bronchus-2_2.jpg) leginkább sugárérzékeny sejtek az osztódó sejtjei, valamint a kiválasztó sejtek. Ezek a sejtek az alfa-sugárzás hatótávolságán belül helyezkednek el. A porszemcsék csak nagyon lassan, néhány óra alatt tisztulnak ki a tüdőből, ez idő alatt a rövidéletű leányelemek - melyeknek felezési ideje általában másodpercekben, percekben vagy napokban mérhető elbomlanak (Köteles 1994). Az alfa-részecskék közvetve és közvetlenül is kifejtik hatásukat. Közvetlen hatása eredményeként az a molekula károsodik, amelyben az energiaátadás megtörtént. Károsodhatnak a sejtek enzimrendszereit alkotó molekulák, az örökítő anyag molekulái és a sejtmembrán alkotóelemei. Fehérjék (enzimek) funkcióvesztését már a térszerkezet átalakítása, megbontása is okozhatja, nem feltétlenül szükséges hozzá az elsődleges szerkezet sérülése. Az alfa-részecskék a tüdőszövet vékony rétegeiben kromoszomális sérüléseket előidézve a tüdőrák potenciális okozói lehetnek. Ha a sejt elpusztul a sugárzás hatására, akkor a szervezet pótolja az elveszett sejtet. Valójában a túlélő sejtek jelentenek veszélyt, hiszen átalakulhatnak daganatos sejtté. (Tompa 2005, Köteles 1994) A radioaktív sugárzás a vízben nagy reakcióképességű szabadgyökök keletkezését váltja ki. A létrejövő szabadgyökök tulajdonképpen a sugárzás elnyelt energiáját szállítják tovább a keletkezési helyüktől a sejtekben. A radon, illetve leányelemei hatására krónikus gyulladás léphet fel a tüdőben, hasonló tüneteket okoz a dohányzás, az azbeszt és a porártalom is. Az 5

elhúzódó gyulladás során fokozott a makrofágok és a fehérvérsejtek tevékenysége, ennek következményeként nagy mennyiségben szabadulhat fel aktív oxigén (peroxidációs folyamatok), ami sejtkárosodást okozhat. (Tompa Anna 2005, Szerbin 1994) Mivel a tüdőben az aeroszolok lerakódási helye függ a méretüktől, ezért a tüdő különböző részein más és más az elnyelt dózis. A radon rövidéletű bomlástermékei körülbelül egy óra alatt (esetleg néhány óra alatt) teljesen lebomlanak egy hosszú felezési idejű (21 év) 210 Pb, amely már lényegesen kisebb sugárterhelést jelent. Bár az ólom mérgező nehézfém, nem jelenik meg makroszkópikus mennyiségben radioaktív bomlás útján. Ma már bizonyított tény, hogy a radon hozzájárul a tüdőrák kialakulásának kockázatához, ennek mértéke azonban még nem tisztázott. Az erre vonatkozó kísérleti adatokat az uránbányászok, szénbányászok körében végzett epidemiológiai vizsgálatok, és állatkísérletek szolgáltatták. A kísérletek eredményei alapján elmondható, hogy nagyobb radon-sugárterhelés esetén a tüdőrák kialakulásának valószínűsége arányos a sugárterhelés mértékével. Svédországi statisztikai elemzések kimutatták, hogy a radon és a dohányzás együtt nagyobb kockázatot jelent, mint külön-külön. Egymást erősítő rákkeltő hatásuk okai ma még részletesen nem ismertek. A radont a rákos megbetegedések más formáival, és egyéb betegségek kialakulásával is kapcsolatba hozták, de kielégítően nem sikerült bizonyítani a radon felelősségét ezen esetekben, így nemzetközileg kizárólag a tüdőrák kialakulásához való hozzájárulását ismerték el. Felvetődött a radon szerepe például a melanóma, a veserák, és a leukémia kialakulásában (Henshaw at al. 1991, Miles-Cliff 1992). A vizsgálatok kapcsán fény derült arra, hogy a radon a vérben oldódva más szervekbe is eljuthat. A zsírszövetben 16- szor jobban oldódik, mint a vérben, így felhalmozódhat a zsírszövetben gazdag szervekben. Ez igaz a vörös csontvelőre is, amelynek zsírtartalma eléri a 40%-ot (Richardson, Eatough és Henshaw 1991). Mindezek ellenére a tudósok úgy gondolják, hogy a radon a tüdőn kívül más szervekre csak igen kis mértékben hat, így nehéz kimutatni az esetleges rákkeltő hatását. (Köteles 1994) A radon az ivóvízben oldott állapotban megtalálható, így az emberi szervezetbe való bejutásának másik lehetősége a vízfogyasztás. Az a kérdés, hogy a radon okoz-e közvetlen egészségkárosodást az emésztőszervrendszeren keresztül, még nem tisztázott kellőképpen. Esetleg hasonló hatás képzelhető el, mint a tüdő esetén, azaz krónikus gyulladás megjelenése, és ezzel a gyomorrák kockázatának növekedése. (Tompa 2005) Ezt azonban kísérletek még nem támasztják alá, és az ivóvíz hozzájárulása a sugárterheléshez is jóval kevesebb, mint a lakóépületek belső légterének. Azonban a magas 222 Rn- és 226 Ra-tartalmú ivóvizek, 6

gyógyvizek fogyasztása következtében jelentékeny belső sugárterhelés érheti a gyomrot és az emésztőrendszert. I.1.4. RADONRA VONATKOZÓ NEMZETKÖZI AJÁNLÁSOK ÉS A MAGYARORSZÁ- GI SZABÁLYOZÁS Az ICRP (International Commission on Radiological Protection) szabályozási irányvonala különbséget tesz munkahely és lakóépület között. Az ajánlott cselekvési szint amely felett be kell avatkozni - radonra lakóépületekben 200 Bq/m 3, munkahelyeken 1000 Bq/m 3 (6,3 msv sugárterhelés). A cselekvési szintekből származó évi sugárterhelés becslése átlagosan 7000 (lakóépület) illetve 2000 (munkahely) óra tartózkodási idővel számolva, eltérő dóziskonverziós tényezők alkalmazásával történik, amelyet most nem részletezünk. Az IAEA (International Atomic Energy Agency) a biztonsági szabályzatában (IBSS - International Basic Safety Standards) követve az ICRP ajánlását és irányvonalát 1000 Bq/m 3 -es cselekvési szintet javasol munkahelyre. A sugárterhelés öt egymást követő év átlagában nem haladhatja meg a 20 msv/évet, illetve egyetlen évben sem az 50 msv értéket. Az ICRP-hez képest különbség, hogy a dózis becslése során nem a radon, hanem a leányelemek koncentrációját helyezi előtérbe. Az Európai Uniós ajánlás az IBSS-nek megfelelően nem a radonra, hanem a leányelemeire vonatkozóan hozza meg irányelveit. Az évi sugárterhelés becslése az ICRP-nél említettek szerint történik minden esetben, azonban az alkalmazott dóziskonverziós tényezőkben különbségek vannak. (Kávási 2006) Magyarországon az 1996. Cselekvési Szint Megengedett éves évi CXVI. Atomenergiáról [Bq/m3] sugárterhelés [msv/év] szóló törvény 2000-ben megjelent Munkahely Lakóház Munkahely Lakóház 16/2000 (VI. 8.) ren- ICRP 1000 200 20 (max 50) delete, és 2003. január 1-ével 5* 6* életbe lépett Egészségügyi Miniszter ISBB 1000-20 (max 50) - végrehajtási rendelete EU - új:200 új: 10* tartalmazza a területre vonatkozó előírásokat (Magyar 20 (max 50) régi: 400 régi: 20* Magyarország 1000-20 (max 50) - Közlöny 2000/55.). A végrehajtási 1. táblázat. A magyarországi előírások, az ICRP, IBBS és az Európai Uniós ajánlások (* várható éves sugárterhelés) (Kávási 2006 nyomán) rendelet cselekvési 7

szintként éves átlagban 1000 Bq/m 3 t határoz meg a radon koncentrációjára nézve levegőben. Mind a négy szabályozás a barlangokat, bányákat, fürdőket, egyéb földalatti munkahelyeket veszélyeztetett munkahelyként jelöli meg, így a megengedett sugárterhelés mértéke 20 (max 50) msv/év. (Kávási 2006) A magyarországi előírások, az ICRP, IBBS és az Európai Uniós ajánlások összehasonlítását az 1. táblázat tartalmazza. Az európai országok radonra vonatkozó cselekvési szintjei eltérőek. A szélső szabályozási értékek 200-3000 Bq/m 3 között változnak. Vannak országok, ahol eltérő cselekvési szintek használatával megkülönböztetik a felszín feletti és felszín alatti munkahelyeket (Svédország, Írország). (Kávási 2006) I.2. RADON A BARLANGOK LÉGTERÉBEN 1.2.1. A BEFOGADÓ KŐZET ÉS A BARLANGI SZILÁRD KITÖLTÉSEK SZEREPE A RADON-KONCENTRÁCIÓ KIALAKÍTÁSÁBAN Hakl J. 31 magyarországi barlangban végzett nyomdetektoros mérések alapján megállapította, hogy az éves átlagos radon aktivitás-koncentráció a 0,3-20 kbq/m 3 tartományba esik (Hakl 1997). Önmagától adódik az a feltételezés, hogy a barlangokra jellemző magas radonszint forrását a járatokat magába foglaló kőzetekben keressük. Ha forrásként tekintünk a befogadó kőzetre, akkor olyan ásványokat kell keresnünk, amelyek tartalmazhatnak uránt, tóriumot, vagy ezek bomlási sorának tagjait. A vizsgált barlangok mészkőben alakultak ki. A mészkő átlagos 226 Ra-tartalma 25 Bq/kg, a különböző talajtípusok átlagos 226 Ra-tartalma nagyjából megegyezik ezzel az értékkel. (Dezső-Hakl-Molnár 2001) Dezső Z. és munkatársai hazai barlangokban végzet laboratóriumi és in situ vizsgálatok során arra a következtetésre jutottak, hogy a mészkő rádiumtartalma és radioaktivitása elenyésző az agyagéhoz képest, amely a barlangi kitöltések döntő hányadát teszi ki általában. Megállapították, hogy az eleve magasabb rádiumtartalmú agyag a felszíni talajokkal összemérhető mértékű exhalációt mutat, továbbá a mészkő exhalációja jelentéktelen mértékű. Méréseik alapján a barlangi radon forrásának a barlangi agyagos kitöltést tekintik, bár ők maguk megjegyzik, hogy több kutató - kötöttük Michael J. (1987) és Burkett C. (1993) - ellenkező eredményre jutott. (Dezső-Hakl-Molnár 2001, Dezső Z. 2000) 8

1.2.2. A VÍZ SZEREPE A RADON-KONCENTRÁCIÓ KIALAKÍTÁSÁBAN Hakl J. szerint a barlangok légterében mért radonszintet a barlangi vízfolyások is befolyásolhatják. A Létrási-Vizes-barlang esetében pozitív korrelációt vélt felfedezni egy időszakos forrás vízhozama és a barlangszakasz légterében mérhető radonszint időbeli változásai között. A felszín alatti vizek oldott radontartalma jelentős lehet, így hozzájárulhatnak a barlangi légtér radon-koncentrációjához. (Hakl J. 1997) A karsztvíz többféleképpen befolyásolja a radon mozgását a repedésekben, pórusokban. Egyrészt segíti a radon pórustérbe jutását, másrészt gátolja az exhalációt, mivel a diffúziós hossz vízben nagyjából egy nagyságrenddel kisebb, mint porózus kőzetben. Ezek alapján elképzelhető, hogy az időjárási viszonyok szerepet játszhatnak a radon-koncentráció kialakításában, legalábbis hosszú távú alakításában. Hakl J. (1997) 1991-től 1997-ig a Sátorkőpusztai-barlangban végzett mérései alapján hasonló következtetésre jutott. Az adatsorok összevetése során feltételezte, hogy a kőzet radonkibocsátási tényezője az éves csapadékmennyiség változását tükrözheti a kőzet víztartalmának változásán keresztül. A Baradla-barlang agyagos kitöltésének vizsgálata alátámasztani látszik a víz jelentős szerepét az exhalációban. Dezső Z. és munkatársai megállapították, hogy az effektív diffúziós állandó csökkenése miatt az exhaláció erősen korlátozott nagy víztartalom esetén. (Dezső-Hakl- Molnár 2001, Dezső Z. 2000) A Gellért-hegy és a József-hegy területén végzett mérések alapján a hévforrások radontartalma 30-600 Bq/l között változott. (Palotai, Mádlné és Horváth Á. 2005) A budapesti hévizek radioaktivitásának vizsgálata felhívta arra a figyelmet, hogy a hévforrások esetenként jelentős mennyiségű radont hozhatnak magukkal, és juttathatnak környezetükbe. 1.2.3. LÉGMOZGÁS A JÁRATOKBAN, A BARLANGOK SZELLŐZÉSE A barlangi huzat az egyik alapvető meghatározója a radon-koncentráció alakulásának. A légmozgást a barlangi és a felszíni levegő hőmérséklet-különbsége eredményezi, irányát és sebességét alapvetően a felszíni hőmérséklet határozza meg. A légnyomás, a szél a hőmérséklethez képest csak kevéssé befolyásolja az áramlást. Ha a hőmérséklet-különbség kicsi, akkor a légmozgás teljesen leállhat. Rosszul szellőző barlangokban a légmozgás hiányának általában morfológiájuknak köszönhető. A függőleges kiterjedésű, mély barlangokban emiatt nagymértékű szén-dioxid-feldúsulás is előfordulhat (Alba Regia, 9

Cserszegtomaji-kútbarlang). A huzat, illetve a légmozgás szempontjából a barlangbejáratok nagyon különbözőek lehetnek. Vízszintes bejáratok esetében télen befelé húzó (normál), nyáron befelé húzó (inverz) és érdemi szellőzésben szerepet nem játszó (mellékbejárat) típusokat különböztethetünk meg. Egymástól távol található bejáratok egymásra nincsenek hatással. A függőleges barlangbejáratok általában hidegebbek, mint a vízszintesek, főleg télen. (Molnár P. 1995) A barlangok radonszintjének évszakos változása régóta ismert jelenség. Barlangonként, sőt barlangszakaszonként változik az évszak és a radon-koncentráció közötti kapcsolat előjele. Egyes barlangokban, illetve barlangszakaszokon nyári maximum mellett téli minimum jelentkezik, máshol éppen ellentétesen jelennek meg a koncentráció szélsőértékei. Hakl J. átfogó kutatásokat végzett Magyarország barlangjaiban (31 barlangot vizsgált) a radonaktivitás-koncentráció térképezésével. Többek között vizsgálta a karsztosodás fokának és a barlang morfológiájának hatását a barlangi levegő radon-koncentrációjára. Eredményeit az alábbiak szerint lehet összefoglalni. Gyengén fejlett repedésrendszerrel jellemezhető barlangoknál nagyfokú napi légáramlás-változások esetén is kevésbé ingadozik a radonkoncentráció, mint erősen töredezett kőzettömegben elhelyezkedő barlangoknál. Véleménye szerint vízszintes helyzetű barlangok esetén a napi átlagos felszíni hőmérséklet függvényében ugrásszerűen változik a napi átlagos radon-koncentráció. Kimutatta, hogy az évszakosan váltakozó irányú légáramlás évszakok szerint változó radon-exhalációt okoz, azaz a barlangban és a felszínen mért radonszintek ellentétesen változnak. Felhívta a figyelmet arra, hogy radonkoncentráció-mérésekkel egy barlangrendszeren belül mikroklimatikus zónák jelenlétét lehet kimutatni, melyeken belül a koncentráció-értékek évszakonként eltérő módon változnak. Ilyen mikroklimatikus zónák jelenlétét mutatta ki a Baradla-barlangban és a Létrási-Vizes-barlangban. Összefüggést vélt felfedezni a felszín alatti légáramlások erőssége és az évi átlagos radon-koncentráció között. Úgy gondolja, hogy a korlátozott légáramlás a radon-koncentráció és az évszakos radonkoncentráció-változás csökkenését eredményezi, ezzel szemben az áramlási feltételek periodikus váltakozása az átlagos radon-koncentrációt növeli (Hakl 1997). Korábban ezzel ellentétes következtetésre jutott Géczy G. (1987), aki az üregekben fellépő áramlások radon-koncentrációt csökkentő hatását feltételezi. 10

II. A VIZSGÁLT BARLANGOK ÉS KELETKEZÉSÜK GEOLÓGIAI ÁTTEKINTÉSE II.1. KORRÓZIÓS ÉS ERÓZIÓS BARLANGOK KELETKEZÉSE KARSZTOSODÓ KŐZETEKBEN A Föld barlangjainak mintegy 96 %-a valamilyen formában a víz munkájának köszönheti létét. A víz oldó (korrózió), illetve koptató (erózió) hatására különféle kőzetekben jöhetnek létre posztgenetikusan barlangok. Korróziós üregek, barlangok vízben oldódó, karsztosodó kőzetekben alakulhatnak ki. A karsztosodás folyamatában meghatározó jelenség a karsztkorrózió, melynek során a kőzet szilárd anyaga oldás során a vizes fázisban jelenik meg, és különböző korróziós formák jelennek meg az átalakuló kőzeten. Karsztosodó kőzet a mészkő, a dolomit, a márga, a kősó és a gipsz. A leggyakrabban mészkőben képződnek korrózós üregek. A jelenség azonban ritkán válaszható el más lepusztulási folyamatoktól. Ugyancsak karsztosodó kőzethez kötődik az eróziós barlangok egyik típusa, az eróziós karsztbarlang. Az eróziós üregképződés esetében a víz nem oldás útján, hanem a szállított hordalék koptató hatása révén alakít ki üregeket, illetve már korábban kialakult üregeket képes tágítani, alakítani. A karsztosodó kőzetek közül ebben az esetben is a mészkőnek van a legnagyobb jelentősége, de 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: 1. karbonátos oldás 2. hidrogén-karbonátos oldás 3. savak és más mészagresszív vegyületek okozta mállás. (Borsy et al. 1998) A karbonátos oldás a legkevésbé jelentős a három reakciósorozat közül, és önmagában nem elegendő nagyobb üregek, járatrendszerek formálásához. A mészkő kismértékben oldódik savaktól és mészagresszív vegyületektől mentes, tiszta vízben. Egy liter desztillált víz 10-20 mg aragonitot / kalcitot képes feloldani. Az oldódás mértéke a víz hőmérsékletétől és a kőzet kristályszerkezetétől függ (Molnár 1995). A rendszerben hőmérséklettől és kristályszerkezettől függő kémiai egyensúly alakul ki. Ily módon kevés mészkő oldódik, és a természetes vizek sem tiszták ebben az értelemben. A reakció a következő: 11

A hidrogén-karbonátos oldás során a kalcium-karbonátot a mészagresszív szénsav oldja, amely a szén-dioxid vízben való oldódása során jön létre. A vízben elnyelt szén-dioxid mennyisége meghatározó jelentőségű ezen oldási típus hatékonyságában (Borsy et al. 1998) Szénsavat tartalmazó vízben a karbonátok 40-100-szor jobban oldódnak, mint a tiszta vízben. (Molnár 1995) Az egyenlet azt sugallja, hogy az oldott szén-dioxidtartalom növekedésével egyenes arányban nő az oldható kalcium-karbonát (mészkő) mennyisége, azonban az oldott szén-dioxid egy bizonyos hányada a hidrogén-karbonát oldatban tartásához szükséges. Az egyensúlyi állapot fenntartásához szükséges szén-dioxidmennyiség a hidrogén-karbonát növekvő koncentrációjával fokozottan nő. Ezt a szén-dioxidmennyiséget nevezzük tartozékos, járulékos vagy egyensúlyi szabad szénsavnak. Tehát az összes elnyelt szén-dioxid három formában van jelen az oldatban (karsztvíz). Kötött szénsavként kalcium-hidrogén-karbonát formájában, szabad (járulékos) szénsavként, és a kalcium-karbonátot ténylegesen oldó agresszív szénsavként. Az agresszív szénsav az egyensúly beálltáig visz kalcium-karbonátot oldatba. Ugyanakkora kalcium-karbonátmennyiség feloldásához az oldat hőmérsékletének emelkedésével egyre több járulékos szénsavra van szükség. A szabad szénsav egy része távozhat az oldatból, így az egyensúly eltolódásával kalcium-karbonát csapódik ki. A folyamat során édesvízi mészkő, forrásmészkő, mésztufa vagy a travertin képződik (Borsy at al. 1998) A víz és a vele érintkező légtér szén-dioxidtartalma között egyensúlyi állapot alakul ki. A barlangok légterének szén-dioxidtartalma az atmoszféra szén-dioxidtartalmának 2-20-szorosa, és a karsztvizek nagyságrendekkel több szén-dioxidot tartalmaznak, mint az atmoszférával érintkező természetes vizek. A barlangi levegőben kevesebb szén-dioxid van, mint a talajlevegőben, így a beszivárgó vízzel érintkező légtérben a szén-dioxid parciális nyomása csökken, ezért a gáz egy része a barlangi légtérbe kerül. Ennek a folyamatnak köszönhető egyébként a cseppkőképződés is, mivel az egyensúly eltolódása miatt mész válik ki a barlangba beszivárgó vízből. A barlangi légtér szén-dioxidtartalma több forrásból származik. A legjelentősebb forrása a karsztosodó kőzet feletti talaj (málladék). A talajból diffúzióval jut a barlangjáratokba a repedéseken, hasadékokon vagy akár a kőzet pórusain keresztül. Ezt a folyamatot felerősíti a gáz nagy sűrűsége. Az elnyelt víz, amely a málladéktakarón áthalad szintén sok szén-dioxidot szállít, de származhat szerves anyag bomlásából és mélységi 12

gázexhalációból is. A talajlevegő szén-dioxidtartalma éghajlattól függően 0,04-11,00 % között változik, és a nedves trópusokon a legmagasabb. A légköri levegőben átlagosan 0,03% széndioxid van. A talajban a legjelentősebb forrása a mikrofauna, mikroflóra élettevékenysége (~ 60%), hasonló nagyságrendben járul hozzá a magas koncentrációhoz a növények légzése (~ 40%), és jelentéktelen forrásnak tekinthető a mállás. A hidrogénkarbonátos oldás a leghatékonyabb formája a korróziónak, és a folyamathoz szükséges széndioxidot nagyrészt a talaj szolgáltatja (Borsy et al.1998). A karsztkorrózió harmadik komponense a mállás. A szénsavon kívül más mészagresszív vegyület is oldja a karsztosodó kőzeteket. Ilyen vegyületek képződnek a talajban a mállási folyamatok során, 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) II.1.1. TISZTÁN HÉVIZES OLDÁSSAL KIALAKULÓ BARLANGOK (SÁTORKŐ- PUSZTAI-BARLANG) A mélyről feltörő, magas hőmérsékletű hévizek sok oldott kémiai anyagot tartalmaznak, melyeknek megnövekedett oldóképességüket köszönhetik. A hévizek kőzetoldó, üregképző hatásukat háromféle módon fejtik ki. 1, A hévizeknek általában igen magas a szénsavtartalmuk, így közvetlenül oldják a mészkő anyagát. Az oldás annál nagyobb mértékű, minél magasabb a víz szénsavtartalma. A hévizek ezzel a szénsavas oldással képesek hasadékokat kibővíteni, átformálni. 2, A szénsav mellet gyakran tartalmaznak erősebb hatású savakat is, amelyek kémiailag bontják a különböző kőzeteket. Hévizek savas vegyületei között megjelenhet a kénsav, a salétromsav. A kénsav a mészkővel reagálva gipszet képez. Magasabb hőfokon, tehát hévizek esetén ugyanez a reakció anhidritet eredményez, amely a kalcium-szulfát vízmentes módosulata. Az alábbi kémiai egyenlet írja le a két folyamatot: Tehát a kénsav új ásványok képződése közben támadja meg a hasadékok, üregek falát. 3, Nem csak közvetlen oldás révén tágíthatja a repedéseket, üregeket a melegvíz, hanem közvetett módon is. A kénsav a kőzet mésztartalmát anhidritté alakítja át, amely a gipsz vízmentes módosulata. A hőhatás megszűntével az anhidrit gipszé alakul vízfelvétellel. Ez a folyamat 33 %-os térfogat-növekedéssel jár, így a hajszálrepedésekben megjelenő, majd 13

gipsszé átalakuló anhidrit a kőzetet szétfeszíti, elporlasztja. A hévizes barlangokban gyakori jelenség a kőzetporlódás. Maga a hőhatás is hasonló kőzetporladást eredményez. Az aragonit és a kalcit a kalcium-karbonát két módosulata. Az aragonit rombos, a kalcit pedig trigonális kristályszerkezetű. A két módosulat nem csak szerkezetében, hanem a kiválási hőmérsékletben is különbözik. Az aragonit magasabb hőfokon, 30 C felett rakódik le a karsztvízből a pórusokba. A hévízjáratok közelében a kőzet felmelegedik, és aragonit képződik a kőzet szövetében, amely idővel kalcittá alakul. Az átalakulás során a térfogata 8,35 %-al növekszik, így az anhidrithez hasonlóan hozzájárul az üregek bővüléséhez. Az ilyen módon képződő barlangok üregei gyakran szabályos gömb, vagy félgömb alakúak, a járatok általában térben szabálytalanul ágaznak el, és a barlang függőleges kiterjedése meghaladja a vízszintest. További jellegzetes bélyegük a karsztidegen ásványos kitöltés, ásványkiválás (barit, gipsz, fluorit, pirit, lublinit, hidrokvarcit stb.) Ez a barlangtípus általában töréses szerkezetű, kőzethasadék-barlangok átalakulásával fejlődik. A mély kőzethasadékokon keresztül felszálló melegvíz szélesíti, tágítja a tektonikus üregeket. Hévizes barlangok általában mészkőröghegységekben alakulnak ki, a tisztán hévizes oldással kialakuló barlangok ritkák. Tisztán hévizes eredetű barlangnak Magyarországon a Sátorkőpusztai-barlang tekinthető. Közepes méretű barlang, ennél nagyobb méret nem jellemző erre a barlangtípusra. Hévizes kioldás más kőzetben is kialakulhat, például dolomitban. (Kordos et al. 1984) II.1.2. KEVEREDÉSI KORRÓZIÓ (BUDAI-BARLANGOK) A keveredési korrózió a leghatékonyabb formája az oldódásos üregképződésnek. Minél nagyobb egy oldat szén-dioxidtartalma, annál jobban oldódik hatására a mészkő. Két különböző egyensúlyi állapotú, illetve szén-dioxid-tartalmú telített karsztvíz keveredésekor a karsztvíz ismét oldóképessé válik. Két eltérő szén-dioxidtartalmú, de azonos hőmérsékletű telített oldat összekeverése után a kapott oldat szén-dioxidtartalama a kiinduló értékek számtani átlaga lesz. (3.ábra) Az egyensúlyi görbe lefutása miatt azonban a keveredés utáni oldott kalcium-karbonátmennyiség oldatban tartásához kevesebb egyensúlyi szénsav szükséges, így egyensúlyi szénsav alakul át agresszív szénsavvá a kevert karsztvízben. A keveredés után az oldatban megjelenő agresszív szénsav további 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. (3.ábra). 14

3. ábra. A karsztvíz szén-dioxidtartalmának megoszlása 100 C-on, és a keveredési korrózió magyarázata (Kraus S. in Molnár P. 1995) Az eddigiekből következik, hogy a keveredési korróziónak abban a szintben van kiemelkedő jelentősége, ahol a felfelé áramló melegvíz (hévizek), és a felszínről beszivárgó hidegebb csapadékvíz egymással találkozik. Ilyen keveredési zónában hosszú barlangrendszerek, hatalmas üregek alakulhatnak ki. A keveredési zónák leginkább kőzetrepedések és hasadékok mentén alakulnak ki, ezért a keveredési korrózióval kialakuló barlangokra a hálózatos járatrendszer jellemző. Természetesen a térbeli szerkezet nem egyenletes, hiszen a kőzetek oldhatóságában és a keveredés intenzitásában különbségek nagy különbségek lehetnek viszonylag kis területen belül is. (Molnár 1995) A tektonikus erők hatására, főleg merev kőzetekben (mészkő, gránit) repedések és hasadékok keletkeznek, melyek több méter szélesek is lehetnek, a mélységük és hosszúságuk akár több száz méter. Ezek a hasadékok sokszor egymást keresztezve haladnak, és bonyolult hasadékrendszert alakítanak ki. Ezeket a hasadékbarlangokat, illetve hasadékbarlangrendszereket a mélyből feltörő víz oldással kitágíthatja, bővítheti, így hozva létre hévizes barlangokat. Illetve a felszínről lejutó vízzel keveredve a feltörő hévizek keveredési korrózióval alakíthatják át keveredési korróziós barlangokká a hasadékbarlangokat. A legtartósabb hasadékbarlangok mészkőben alakulnak ki, mivel hosszú ideig nyitottak maradnak. A mészkőnek nincs szilárd málladéka, az oldási maradék is csekély, így nem tudják a hasadékokat elzárni, betömni a barlangba bejutó vízformák. A szénsavtartalmú hévíz, csapadékvíz kőzetoldó, üregtágító hatása szintén mészkőben mutatkozik meg a leglátványosabban, főleg keveredési korrózió esetén. Így a különböző barlangképződési folyamatok egymásra épülése a mészkőterületeket barlangfejlődés szempontjából különösen gazdag területté teszi. (Kordos et al. 1984) 15

A keveredési korrózió által alakított hasadékbarlangokat találunk a Budai-hegységben is. A nagy kiterjedésű vízszintes járatrendszerek elhelyezkedése jelzi az egykori keveredési szintet. A keveredési szint a földtörténet során változott, a Duna bevágódásával egyre mélyebbre szállt. A keveredési szint jelenlegi magasságában is folyik a kőzetüregek tágulása, átalakulása. Ma a Molnár János-barlang helyezkedik el a keveredési zónában, így jelenleg is formálódik a vizek hatása alatt. (Molnár 1995) II.1.3. ERÓZIÓS BARLANGKÉPZŐDÉS (BRADLA-BARLANG) A karsztosodó kőzetek repedéseibe, hasadékaiba beszivárgó csapadékvíz, illetve a repedéshálózatban mozgó hideg víz kőzetoldó hatása létrehozhat nagyobb üregeket. Ez a hidegvizes korrózió a korróziós barlangképződés harmadik formája, a hévizes és a keveredési korrózió mellet. Hatását nem lehet elválasztani a beáramló vizek eróziós felszínformáló folyamataitól, hiszen a felszíni vizek mindig szállítanak hordalékanyagot (kavics, homok, iszap), amelyek mechanikai kopást idéznek elő a vízzel érintkező szilárd közegben. A mechanikai koptató, csiszoló hatás gyorsan formálja a felszín alatti vízjáratokat. Az eróziós karsztbarlangok több emeletre tagolódnak. Magyarország barlangjainak jelentős része eróziós karsztbarlang. Általában korróziós karsztvízcsatornák kialakulása zajlik kezdetben az ilyen barlangokban, majd az üregek tágulásával eróziós felszínformálódás veszi át a főszerepet, amely legintenzívebben a felszín alatti folyó áradási időszakában koptatja, csiszolja a kőzetet. Tehát egy nemkarsztos folyamat, tulajdonképpen 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. Tehát egy nemkarsztos területről eredő felszíni vízfolyás alakíthat ki üregeket, járatokat abban az esetben, ha elegendő mennyiségű hordalékot szállít. (Kordos et al. 1984) 16

II.2. FÖLDTÖRTÉNETI ÁTTEKINTÉS AZ ADOTT TERÜLETEKRŐL Paleozoikum: A peleozoikum képződményei a tárgyalt területek (Budai-hegység, Pilis-hegység, Aggteleki-karszt) felszíni domborzatának felépítésében alárendelt szerepet játszanak. Ezek tulajdonképpen variszkuszi eredetű maradványok, amelyek a karbon korban lezajlott orogenezis során képződtek. Az alpi orogenezis a triász elejére lepusztult felszínt feldarabolta, és takarós szerkezetbe rendezte a miocénig tartó időszakban, eközben nagyrészt vastag mezozoikumi és kainozoikumi üledék fedte be ezek a kristályos képződményeket. (Martonné 1996) Az Aggtelek-Rudabányai egység egyetlen paleozoikumi képződménye a perkupai anhidrit, amely a permben képződött, és takarós áttolódással került jelenlegi helyére a jura végén. (Seresné 2003) Mezozoikum: A Dunántúli-középhegység fő tömegét alkotó karbonátos kőzetek a mezozoikum során halmozódtak fel a Tethys üledékgyűjtőjében. A Tethys nem volt igazán mély ezen a területen, így sekélyvizű, trópusi környezetben zajlott az üledékképződés. A terület vízborítottsága nem volt egyenletes, bizonyos részek időnként szárazulattá váltak. A jura korszak üledékei a Dunántúli-középhegység jelentős részén hiányzanak, nem képződtek, vagy nyomtalanul lepusztultak. Ebben az időszakban tenger szétnyílása felerősödik, mélymedencék alakulnak ki, a képződmények is mélytengeri környezetet jeleznek, ha egyáltalán megtalálhatók. Az üledékképződés nagyon lassú a mélytengeri részeken, így a jura üledékek hiánya esetleg erre vezethető vissza. (Frisnyák et al. 1988) A jura korszakban a kontinensek területére nagy kiterjedésű epikontinentális tengerek nyomultak be (transzgresszió), így szinte egész Európát epikontinentális tenger borította. A Dunántúli-középhegység déli pereméről a felső-triászban visszahúzódott a tenger, de nagy részét ezután is víz borította, így az üledékképződés tovább folytatódott ezeken a területeken. A tengerelöntés alól kiemelkedett rész karbonátos kőzetén mállási folyamatok indultak meg, felszíne karsztosodott, és a kréta időszak közepére alacsony karsztos tönkfelszínné alakult. A tágabb környezet magmás kőzetein képződött vörös agyagos, laterites mállástermékek (trópusi éghajlat) felhalmozódtak a karsztos felszín töbreiben, mélyedéseiben. További mállási folyamatok eredményeként az összegyűlt hordalék bauxittá alakult. A felső-krétában a Dunántúli-középhegység egésze szárazulattá válik, és a fent említett folyamatok az újonnan felszínre került triász rétegeken is végbemennek. A 17

Dunántúli-középhegységi egység a kréta végén szakad le az Afrikai-lemez pereméről 4. ábra. Az Aggtelek-Rudabányai-hegység egyszerűsített földtani térképe (Haas in Seresné 2003) (Frisnyák at al. 1988). Az Aggtelek-Rudabányai egység különböző eredetű takarókból áll, takarós szerkezete a mezozoikumban alakult ki (felső-jura középsőkréta) (4.ábra). A Vadaróceánág (a Tethys ága) északi selfjéhez tartozott. A Dunántúli-középhegységnél leírtakhoz hasonlóan a mezozoikumban uralkodóak a karbonátos kifejlődések. Az alsó-triászban a tenger mélyülése jellemző. A középső-triászban a terrigén anyag beszállítása csökken, a képződött karbonátplatform feldarabolódik a Vardar-óceánág szétnyílása miatt. A felső-triász - jura időszak mélytengeri üledékei (tűzkő-radiolarit) a szétnyílási szakaszról, az alsó- és középsőjura rétegsorok a zajló szubdukciól és a terület szigetív-helyzetéről tanúskodnak. A krétában a Vardar-ág bezáródásával jön létre a gyűrt, takarós szerkezet. Az egységet felépítő takarók a felső-perm és a mezozoikum alatt keletkeztek. A takarók a felső-permi evaporit összletről nyírodtak le, és a kiemelt területekről gravitációsan elcsúsztak. A fő takaróegységek a Szilicei, Mellétei és Tornai takaró. (Seresné 2003) Kainozoikum: A kréta végén és a paleogénben, a Dunántúli-középhegység területén az erős tektonikus mozgások következtében törések, gyűrődések, eltolódások képződtek. Az eocénben még többé-kevésbé egységes tömböt alkotott a középhegység, de a miocénig teljesen feldarabolódott, és tömbönként különböző mértékben süllyedésnek indultak részei. Még az eocén korszakban az előrenyomuló tenger az árkokat elöntötte, ezeken a területeken mészkő és márga települt a felszínre. Az eocén - oligocén határon a középhegység teljes egészében kiemelkedett a tengeri elöntés alól. A szárazulattá vált térszínekről az eocén üledék részben lepusztult. Ahol megmaradt ez az eocén takaróréteg, a karsztosodott felszínt, illetve a bauxittelepeket megvédte a lepusztulástól. Az oligocénben újra süllyedni kezdett a terület, 18

ebben az időszakban vastag törmelékes üledék rakódott le a középhegység nagy részén. A miocénben középhegység egyre tagoltabbá vált, az emelkedő részeken fokozódott a lepusztulás. A tektonikus mozgásokat néhol vulkanizmus kísérte (Velencei-hegység, ÉK-i előtér). Ebben az időszakban indult el egy domborzatinverziós folyamat, melynek során az eocénben még hegylábfelszíni helyzetben lévő középhegység a környezete fölé emelkedett. Ezt a jelentős változást a hegységvonulat emelkedése és a környező kristályos masszívumok süllyedése együttesen eredményezte. A felső-miocénben a terület többször megsüllyedt rövididőre, de a tenger előrenyomulása ellenére szárazulat maradt, mivel a környezete jóval gyorsabban és nagyobb mértékben süllyedt. Szárazulatként csupán 100-200 m magasan emelkedett ki a pannóniai beltengerből, ennek az időszaknak emlékei a középhegység peremi részein fennmaradt abráziós teraszok. A pliocénben folytatódott a középhegység kiemelkedése, majd a negyedidőszak során is több száz métert emelkedett még a terület. Ez utóbbi folyamat során a Duna-völgyben 6-8 terasz képződött. A negyedidőszakra erős völgyképződés jellemző, melynek során a medencék kimélyültek és dombsággá tagolódtak a hegylábfelszínek. (Frisnyák et al. 1988) A Északi-középhegység a kárpáti orogén öv és hazánk medencealjzatát alkotó lemeztöredékek határán alakult ki. A mai medencealjzat ebben az időszakban kezdett el süllyedni, a Kárpátok területe pedig emelkedi. E kettősség geomorfológiai inverzióhoz vezetett. A két ellentétesen mozgó terület határán új törésvonalak alakultak ki, amelyek merőlegesek voltak a jórészt variszkuszi eredetű, DNy-ÉK-i irányú törésvonalakra. A törések mentén indult meg a szigetív-vulkanizmus, amely nagyjából 200 km hosszú vulkáni vonulatot eredményezett, egy Belső-kárpáti vulkáni övezetet. A függőleges mozgások a felső-pliocén után is folytatódtak, és a negyedkorban 150-300 m emelkedés mellett, az alföldi területek 50-350 m-t süllyedtek. Ennek következtében az Északi-középhegység területén a felszínpusztulás felerősödött. (Frisnyák et al. 1988) 19

II.3. A TERÜLETEK FÖLDTANI LEÍRÁSA II.3.1. PILIS-HEGYSÉG A hegység fő tömegét felső-triász dachsteini mészkő (Dachsteini Mészkő F.) alkotja, amely 600 m rétegvastagságú. Ebből az időszakban bitumenes mészkő és dolomit (Fődolomit F.) is képződött mintegy 300-400 m rétegvastagságban. A juraüledékek csak foltokban maradtak meg a hegység ÉNy-i részén, sárgás vagy rózsaszín brachiopodás mészkő (Pisznicei Mészkő F.), agyagmárga, radiolarit és kovás márga (Lókúti Radiolarit F.), breccsás mészkő (Pálihálási Mészkő F.) és ammoniteszes, tűzkőgumós mészkő (Szentivánhegyi Mészkő F.) formájában. (Sásdi 2002) A hegység jelentősen megemelkedett a kréta időszakban, és a kréta végén a felerősödő kéregmozgások hatására rögökre töredezett. Egyes rögök megdőltek, a rétegeik általában észak felé dőlnek. A szárazföldi időszakban a lepusztulás erre a területre is hatott, sokféle mállástermék keletkezett, de kréta kori kőzetet nem találunk. A mállástermékek közül főleg vörös, szárazföldi tarkaagyag, és bauxit halmozódott fel (Kovács 1967, Gyarmati 2002). Alsó-kréta korú a kizárólag felszín alatt található márga (Berzseki Márga F.) (Sásdi 2002). A karbonátos kőzetek karsztosodása szintén erre az időszakra tehető. A paleocén végén a terület süllyedni kezd, és édesvízi medencék alakulnak ki a karsztvíz szintjében, amelyekben kőszén betelepüléseket is tartalmazó bitumenes édesvízi mészkő, vagy édesvízi mészmárga képződik. A terület süllyedésével párhuzamosan előrenyomul az eocén tenger, melynek öbleiben márgarétegek rakódnak le. Ezekből a rétegekből fejlődnek a középső eocén agyagmárgás rétegei. Ezekre tengeri meszes homokkő, majd a felső eocénben Nummulitesekkel és Discocyclinákkal jellemzett nagyforaminiferás mészkő települ (Kovács 1967). Az eocén kori üledékek két kifejlődési típusát különítik el, a középhegységi típust és a budai-hegységi típust. A középhegységi típusnál a triász kőzetekre a középső-eocén szárazföldi összlete (Lencsehegyi F.), majd barnakőszén, édesvízi mészkő és márga települ. Ezt követi agyag, agyagmárga, márga és mészmárga rétegcsoport (Csolnoki Agyagmárga F.), és márga, aleurolit, mészkő, dácittufa, barnaszén, homokkő rétegsor (Tokodi F.). A felsőeocénben a Szépvölgyi Mészkő F. települ. A budai-hegységi típus esetén csak a felső-eocén időszakából találtak üledékeket, amelyben a rétegsort folyóvízi kavics, nummulinás mészkő és bryozoás márga (Szépvölgyi Mészkő F.) alkotja, majd helyenként a Budai Márga F. is megjelenik. A Strázsa-hegy területén csak a homokkő helyenként erősen kovásodott, gyengén 20