DOKTORI (PhD) ÉRTEKEZÉS FÖLD ALATTI BÁNYAÜZEM RADIOLÓGIAI VIZSGÁLATA A MANGÁN KFT PÉLDÁJÁN. Vigh Tamás. Kémiai és Környezettudományi Doktori Iskola

DOKTORI (PhD) ÉRTEKEZÉS

FÖLD ALATTI BÁNYAÜZEM RADIOLÓGIAI VIZSGÁLATA A MANGÁN KFT PÉLDÁJÁN

Vigh Tamás Kémiai és Környezettudományi Doktori Iskola

Témavezető Dr. Kovács Tibor egyetemi docens

Készült: Pannon Egyetem Radiokémiai és Radioökológiai Intézet Veszprém 2011

2

Föld alatti üregrendszer radiológiai vizsgálata a Mangán Kft bányaüzemének példáján Értekezés doktori (PhD) fokozat elnyerése érdekében Írta: Vigh Tamás Készült a Pannon Egyetem Kémiai és Környezettudományi Doktori Iskolája keretében Témavezető: Dr. Kovács Tibor Elfogadásra javaslom (igen / nem) (aláírás) A jelölt a doktori szigorlaton ……………%-ot ért el, Az értekezést bírálóként elfogadásra javaslom: Bíráló neve: …………………………………. igen / nem …………………….. (aláírás) Bíráló neve: …………………………………. igen / nem …………………….. (aláírás) Bíráló neve: …………………………………. igen / nem …………………….. (aláírás) A jelölt az értekezés nyilvános vitáján ……….%-ot ért el. Veszprém, ………………………. a Bíráló Bizottság elnöke A doktori (PhD) oklevél minősítése………………………… ………………………. az EDT elnöke

3

Tartalomjegyzék  Kivonat ....................................................................................................................................... 6 Abstract ...................................................................................................................................... 7 Abriss ......................................................................................................................................... 8 BEVEZETÉS-CÉLKITŰZÉS.................................................................................................... 9 1. IRODALMI RÉSZ ........................................................................................................... 11 1.1. A komplex radiológiai felmérés és a földalatti bányászat viszonya ........................ 12 1.2. A FÖLDTANI IRODALOM ÁTTEKINTÉSE........................................................ 14 1.2.1. A mangánérc nevezéktana.................................................................................. 14 1.2.2.

Nemzetközi kitekintés ........................................................................................ 15

1.2.3.

Az Úrkúti Mangánérc Formáció (ÚMF) képződése .......................................... 16

1.2.4.

Az ÚMF kőzettani felépítése és ásványos összetétele ....................................... 20

1.2.5.

Radioizotópok üledékes környezetben, az ÚMF geokémiai és radiológiai

jellemzése ......................................................................................................................... 24 1.2.6.

Nyomelem- és ritkaföldfém-vizsgálatok............................................................ 31

1.2.7.

Természetes radioizotópok előfordulása az ÚMF kőzeteiben ........................... 31

1.2.8.

A magasfedő üledékvizsgálatainak irodalmi adatai ........................................... 33

1.2.9.

A mangános agyag archív vizsgálati adatai ....................................................... 34

1.3. A LEVEGŐ MOZGÁSA A BÁNYÁBAN.............................................................. 36 1.3.1. Az áthúzó légáram felosztása, jellemzői ............................................................ 38 1.3.2.

Különszellőztetett bányatérségek....................................................................... 39

1.3.3.

A radon kijutása a bányalevegőbe...................................................................... 40

1.4. A VÍZFÖLDTANI VISZONYOK ........................................................................... 43 1.4.1. Archív hidrogeológiai adatok............................................................................. 44 1.4.2.

A vizsgált terület vízföldtani egységei ............................................................... 44

1.4.3.

A földkérgi természetes radionuklidok viselkedése víztározó kőzetben ........... 47

1.5. RADIOLÓGIAI MÉRÉSEK.................................................................................... 49 1.5.1. Dózisfogalmak ................................................................................................... 50 1.5.2.

Sugárvédelmi szabályozás munkahelyeken ....................................................... 52

1.5.3.

Korábbi vizsgálatok eredményei........................................................................ 53

2. KÍSÉRLETI RÉSZ............................................................................................................... 54 2.1 FÖLDTANI VIZSGÁLATOK MINTAVÉTELEZÉSI FELADATAI.......................... 54 2.1.1 A vizsgált terület bemutatása: feltáró rendszer, bányaművelés .............................. 54 2.1.2. Kőzetminták gyűjtése és vizsgálata........................................................................ 57 2.1.3. A mangános agyag mintavételezése és vizsgálata ................................................. 58 2.2. VÍZFÖLDTANI VIZSGÁLATOK ............................................................................... 61 4

2.2.1. A vizsgált terület vízföldtani viszonyai.................................................................. 61 2.2.2. A vízkezelés bányaműszaki háttere........................................................................ 63 2.2.3. Kőzet és víz fázisok kölcsönhatásai a vizsgált területen........................................ 63 2.3. A VIZSGÁLT BÁNYAÜZEM SZELLŐZTETÉSI RENDSZERE ............................. 65 2.4. ALKALMAZOTT MÉRÉSI ÉS SZÁMÍTÁSI MÓDSZEREK, ESZKÖZÖK ............ 69 2.4.1. Légtéri radonkoncentráció mérése ......................................................................... 69 2.4.2.

Az alkalmazott mérőeszközök kalibrációja és megbízhatósága......................... 72

2.4.3.

A munkavállalókra ható éves effektív dózis számításának módszerei .............. 75

2.4.4.

Gamma-spektrometriai mérések HPGe detektorral ........................................... 78

2.4.5.

Kiegészítő vizsgálatok........................................................................................ 79

2.5. MÉRÉSI EREDMÉNYEK ÉS ÉRTÉKELÉSÜK.................................................... 81 2.5.1. Földtani képződmények radiológiai vizsgálata .................................................. 81 2.5.2.

Bányavizek vizsgálati eredményei ..................................................................... 91

2.5.3.

A bányalevegőben végzett radonmérések eredményei ...................................... 92

2.6.

RADON ÉS LEÁNYELEMEITŐL SZÁRMAZÓ SUGÁRTERHELÉS BECSLÉSE 105 2.7. A RADON FORRÁSÁNAK KUTATÁSÁRA IRÁNYULÓ KOMPLEX VIZSGÁLATOK................................................................................................................ 108 2.7.1. Az ABF és az ÚMF képződmények közötti radiokémiai kommunikáció lehetőségének vizsgálata ................................................................................................ 108 2.7.2.

A mangános agyag ásványtani, kémiai és radiokémiai jellemzése .................. 115

2.7.3.

A bányalevegő fizikai paramétereinek hatása a radon-koncentrációra............ 127

2.7.4.

A bányalevegő radontartalmának összevetése a talajok pórusterében kialakuló

radonkoncentrációval ..................................................................................................... 132 ÖSSZEFOGLALÁS............................................................................................................... 135 A kutatómunka folytatásának lehetséges irányai ................................................................... 136 TÉZISEK................................................................................................................................ 137 THESES ................................................................................................................................. 138 Irodalomjegyzék..................................................................................................................... 140 Köszönetnyilvánítás ............................................................................................................... 145

5

Kivonat  A szerző doktori munkája során egy földalatti bányaüzem, a Mangán Kft úrkúti bányaüzemének komplex radiológiai felmérését tűzte ki célul, ami a kőzet-bányavízbányalevegő közegek vizsgálatát, a kialakuló radonkoncentrációk forráskutatását és a munkavállalókra ható sugárterhelés becslésének további finomítását jelenti. A munka irodalmi része áttekinti a több évtizedre visszanyúló mangánérc-kutatás legfontosabb eredményeit, beleértve az Úrkúti Mangánérc Formáció keletkezésére vonatkozó elképzelések fejlődését, a természetes földkérgi radioizotópok kutatását befolyásoló korábbi eredményeket, valamint a feketepala környezetű képződmények kutatásának legújabb nemzetközi eredményeit. Külön figyelmet szentel a dúsítás során felhalmozódott mangános agyagra vonatkozó korábbi kutatásoknak. Áttekinti a korábbi kutatások során kimutatott hidrogeológiai viszonyokat, továbbá a bányaszellőztetés alapelveit és a radon kőzetekből való felszabadulásának lehetőségeit. Kitér a sugárvédelmi alapfogalmak és a hatályos szabályozás ismertetésére, valamint a korábbi radiológiai vizsgálatok áttekintésére. A kísérleti részben bemutatja a mintavételezés-adatgyűjtés-kiértékelés módszereit. A bánya vágatai által harántolt kőzettípusok jellemző kifejlődési egységeinek minél részletesebb mintázása mellett a korábbi fúrások archivált magmintáinak vizsgálatára és a mangános agyag tározók esetében új kézi fúrások kivitelezésére is sor került. A kőzetmintákon gammaspektrometriai, exhaláció ill. emanációvizsgálatokat végzett, esetenként az ásványfázisok és az elemi összetevők meghatározására XRD, XRF, ICP-MS módszereket alkalmazott. A bányabeli vízminták gyűjtésénél a különböző földtani szituációban megjelenő (fekü- vagy fedőeredet, utóbbin belül széntelep pozíciója a magasfedőben), illetve a különböző műszaki körülmények között (csorga, zsomp, csőhálózat) kezelt víz elkülönített mintázása történt meg. A vízmintákon radonkoncentráció meghatározását végezte el. A bányalevegő radonkoncentrációjának és egyensúlyi faktorának vizsgálatát folyamatos (RADIM-5WP, Alphaguard Pro 2000, Pylon AB-5 CPRD, Pylon Wlx) és integrális (Tastrak CR-39) módszerekkel egyaránt végezte, valamint sor került a radon leánytermékei nem kötött frakciójának mérésére is (Sarad EQF3020 műszerrel). A kapott eredményeket részben geostatisztikai módszerekkel feldolgozva a szerző megállapításokat fogalmazott meg az egyes elemek közti korreláció, ezen keresztül a természetes radioizotópok ásványi fázisokkal való összefüggése vonatkozásában. Megállapította, hogy a magasfedőben jelen levő 40 g/t U-tartalmú széntelep a fedővíz közvetítésével nem befolyásolja a mangánércbánya levegőjének radontartalmát, valamint, hogy a rodokrolit és a feketepala emanációs tényezője és exhalációja, valamint a bányában rendelkezésre álló rodokrolit- illetve feketepala felület nagysága alapján a bányalevegőben mért radonkoncentrációk létrejöttének nem adottak a feltételei. Kimutatta, hogy a a bányaművelési körülmények változása (felhagyott, omlasztott üregek térfogatának növelése, fejtési szeletek számának növelése) a bányalevegőben mérhető radonkoncentráció növekedését okozza. Megállapította, hogy kizárólag a radonkoncentráció alapján becsült sugárterhelés a mangánércbánya esetében nagy bizonytalansággal terhelt. A sugárterhelés becslésének pontosítása érdekében a radon rövid felezési idejű leánytermékei nemkötött frakciójának közvetlen mérésén alapuló becslési módszert alakított ki, amely a radonkoncentráción alapuló méréshez képest jelentősen eltérő eredményt hozott.

6

Abstract  During his doctoral thesis work the author aimed at a complex radiological survey of the mine in Úrkút of Mangán Ltd., which includes the investigation of the media rock – mine water – mine air, finding the sources of the generated radon concentration, and the further refining of radiation exposure estimation of workers. The literature part of the paper overviews major achievements of manganese ore research work going back to several decades, including the development of ideas concerning the genesis of the Úrkút Manganese Ore Formation, the previous results influencing the research of natural crustal radioisotopes, and the novel international results of researching black shale hosted formations. It pays special attention to previous research works related to the manganese clay accumulated during enrichment. An overview is made on hydro-geological relations detected during previous research works, furthermore, the principles of mine ventilation, and the possible release of radon from the rocks. It touches upon the introduction of radiation protection basic terms and valid regulations, and also the overview of previous radiological inspections. The experimental section of the paper introduces the methods of sampling, data collection, and data evaluation. Besides the possible most detailed patterns of the generated units characteristic of the rock types traversed by the mine tunnels, also the investigation of the core samples archived during previous drillcores and in case of manganese clay reservoirs new manual drillings were performed. Gamma-spectrometry, exhalation, and emanation inspections were performed on rock samples, in some cases the mineral phases and the element components were identified using XRD, XRF, ICP-MS methods. By the collection of mine water samples waters occurring in different geological situations (under- or coverlayer, within the latter the coal deposit position in the higher coverlayer) and treated in different technical circumstances (gutter, sump, pipe network) were sampled separately. The radon concentration of water samples were identified. The investigation of radon concentration and the equilibrium factor of the mine air was performed in a parallel way by continuous (RADIM-5WP, Alphaguard Pro 2000, Pylon AB-5 CPRD, Pylon Wlx) and integral (Tastrak CR-39) methods, and also the direct measurement of unattached fractions of radon progenies was performed (using Sarad EQF3020 instrument). Processing the results obtained partly using geostatistical methods the author formulated statements on the correlation between main and trace elements, and through this on the relationship between natural radioisotopes and mineral phases. It was stated that the coal deposit with a uranium-content of 40 g/t within the higher coverlayer does not influence the radon-content of the air of the manganese ore mine by the intermediation of the underground water, and that the conditions for the generation of the radon concentration values measured in the mine air based on the emanation factor and the exhalation of the rodochrolite and black shale and on the surface size of the rodochrolite and black shale available in the mine are not fulfilled. It was detected that the changes in mining circumstances (increasing the volume of abandoned, broken cavities, increasing the number of face benches) cause an increase in the measurable radon concentration in the mine air. It was stated that the dose estimating exclusively based on the radon concentration is rather uncertain in relation to the manganese ore mine. In order to make dose estimation more precise an estimation method based on the direct measurement of unattached fractions of radon progenies with a short half-decay period was established, which had a result considerably different related to the measurement based on radon concentration.

7

Abriss  Eine radiologische Komplexaufnahme des Bergbaubetriebs vom Mangán GmbH. in Úrkút, das ein Untergrundbergbaubetrieb ist, wurde sich zum Ziel von dem Autor während seiner Doktorarbeit gesetzt. Es beduetet eine Analyse des Gestein-, Grubenwasser- und Grubenwettermittels, eine Quellenforschung der gebildeten Radonkonzentrationen und eine weitere Verfeinerung der auf die Arbeitnehmer wirkenden Dosis. Der literarische Teil der Doktorarbeit überblickt die wichtigsten Ergebnisse der Manganerzforschung, die auf mehrere Jahrzehnten zurückgehen, den Fortschritt der auf die Entwicklung von der Manganerzformation in Úrkút entsprechenden Ideen mit eingegriffen und die früheren Ergebnisse, die beeinflusste die Forschungen der Natur- erdkrusteradioisotop, sowie die neuesten, internationalen Ergebnisse der Forschung von Schiefergebilde. Die früheren Forschungen werden eine Spezialaufmerksamkeit zugewendet, die für das während der Aufbereitung agglomerierte Manganprodukt gelten. Die hydrogeologischen Verhältnisse, die wurden während der früheren Forschungen erwiesen, sowie die Grundsätze der Grubenlüftung und die Möglichkeiten des Freiwerdens von Radongesteine werden überblickt. Die Arbeit wird die Grundsätze des Strahlenschutzes, die gültigen Regelungen, sowie den Überblick der früheren, radiologischen Forschungen darstellen. In dem Experimentierteil werden die Probefassungs-,Angabesammlung-, und Auswertungsmethoden gezeigt. Die ausführliche Abformung der entwickelten, typischen Einigkeiten von Gesteine, die durch Grubeschneize durchquert sind, sowie die Untersuchung der archivierten Kerne von früherer Bohrarbeiten und die Ausarbeitung der neuen Handbohrarbeiten in dem Fall der Manganbecken wurden gechafft. Eine Gammaspektrometer-exhalation und eine Emanationuntersuchung wurden auf die Gesteinsprobe gemacht, fallweise wurden die XRD, XRF, ICP-MS Methoden gebraucht, die elementaren Komponenten festzulegen. Bei der Sammlung von Grubenwasserproben wurden die isolierte Auswahl des Wassers geschafft, das in den verschiedenen, geologischen Situationen (Grund- oder Dachabstammung, in dem letzten die Position des Kohlenflözes im Hochdach), sowie in den verschiedenen, technischen Umständen (Seige, Sumpf, Rohrnetz) erschien. Eine Radonkonzenrtationprüfung wurde auf den Wasserproben geschafft. Die Untersuchung der Radonkonzetration und des Balancefaktors von Grubenwetter wurde mit den kontinuierlichen (RADIM-5WP, Alphaguard Pro 2000, Pylon AB-5 CPRD, Pylon Wlx) und integralen (Tastrak CR-39) Methoden gemacht, sowie auch die Prüfung der unbindenden Fraktionen von Tochterprodukte des Radons. Der Autor stellte die Ergebnisse durch die Korrelation zwischen den einigen Elementen, die Beziehung zwischen dem natürlichen Radioisotop und den Mineralphasen mit den geostatistischen Methoden fest. Er stellte fest, dass das Kohlenfölz mit dem U-Inhalt 40g/t in dem Hochdach affiziert den Radoninhalt der Luft von Manganerzgruben nicht, sowie es gibt keine Bedingung, die Radonkonzetrationen im Grubenwetter im Grunde der Grösse von Rodokrolit- und Schieferfläche, bzw. der Rodokrolit- und Schieferfaktor zu entwickeln. Es hat sich erwiesen, dass die Änderung der Grubenbauumständen (Amplifikation des Bruchabbauvolumens und der Anzahl des Abbauschniztels) soll die Zunahme der Radonkonzetration im Grubenwetter bewirken. Es hat festgestellt, dass die bewerte Strahlenbelastung im Grunde von Radonkonzetration für Manganerzgruben mit grossen Unsicherheit gelastet wurde. Eine Schätzungmethode wurde konstruiert, die auf den direkten Test der unbindenden Fraktionen von Tochterprodukte des Radons fussen sollen, für die Bestimmung der Schätzung von Strahlungbelastung.

8

BEVEZETÉS‐CÉLKITŰZÉS  A földalatti bányászat több évezrede végigkíséri az emberiség kultúrtörténetét és minden korban, a műszaki fejlődés bármely szintjén a kiemelten veszélyes tevékenységek közé tartozott. A bányász a föld alatt dolgozva aktívan hat a környezetére és az visszahat rá. Az őt körülvevő közvetlen környezet mesterséges környezet ugyan, de szerves egységet alkot a természetes anyagok emberi léptékben óriási tömegével, és ezek minden halmazállapotukban valamilyen veszélyforrást is jelentenek egyben. A gyakorlatban az egyes fázisok keverékei is létrejönnek, tovább növelve a veszélyforrások variációs lehetőségeit (1. táblázat). 1. táblázat. A környezeti elemek és az általuk indukált bányaveszélyek áttekintése Környezeti elem

Fázis

Kőzet

Szilárd

Bányavíz

Folyadék

Bányagázok

Gáz

Zagy Por Aeroszol Bányalevegő

Szilárdfolyadék keverék Szilárd-gáz keverék Gáz-folyadék keverék Szilárdfolyadék-gáz keverék

Indukált kollektív kockázati faktor Omlásveszély, tűzveszély, bányarengés, Vízbetörés-veszély, elárasztás Robbanó, mérgező, fojtó és radioaktív gázok

Indukált egyéni kockázati faktor (akut és krónikus) Mechanikai sérülés, égés, fulladás, reumatikus ártalmak Fulladás, kihűlés, reumatikus ártalmak Fizikai sérülés, égés, mérgezés, fulladás, tüdődaganat

Iszapbetörés, elárasztás

Mechanikai sérülés, fulladás

Fibrózis, lenyelt radioaktív dózis Nehézlégzés, folyadékcseppekhez kötődő káros anyagok belégzése Arányok függvényében összetett hatások

A bányászati munkavédelem a fentiek következtében régóta arra törekszik, hogy komplex megközelítésben tárgyalja a földalatti körülmények között dolgozó ember szervezetét terhelő hatásokat. Különlegesen nagy emberi felelősség hárul a bányászati vállalkozások vezetőire abban, hogy ezeket a hatásokat minél alaposabban megismerjék és az adott technikai színvonalon minden ismert veszélyforrás ellen védekezzenek. Jelen munka általános célja, hogy az Úrkúton üzemelő földalatti mangánérc-bányában több éven át folytatott felmérés eredményein keresztül bemutassa a radiológiai eszköztár alkalmazásának lehetőségeit a bányászati munkavédelemben, s rávilágítson arra, hogy a földkéregben végzett emberi beavatkozások során mennyire fontos a szerteágazó természettudományos ismeretek egységes szemléletmóddal való alkalmazása.

9

Közvetlen célkitűzésként a bánya föld alatti térségeiben keletkező radongáz forrásának kutatását határoztam meg, amelyet több szempontból ítéltem fontosnak: - Munkavédelmi érdek, hogy a bányában előforduló, potenciálisan nagy aktivitású, nagy radonkoncentrációt okozó képződmény azonosítása megtörténjen. -

Egy

potenciálisan

nagy

aktivitású

képződmény

azonosítása

gazdasági

konzekvenciákat is eredményezhet. -

A mangánércek keletkezésével kapcsolatos kutatás további irányát is befolyásolhatja egy ilyen képződmény azonosítása az érctelepen belül. Az érc keletkezésének jobb megértése kulcs a további ásványvagyon felkutatása és az ércfeldolgozás új technológiáinak

kidolgozása

felé,

tehát

szintén

gazdasági

konzekvenciákat

eredményezhet. További célkitűzésként a föld alatti munkavállalókra ható dózis lehető legpontosabb meghatározását és - szükség esetén – a csökkentés lehetőségeinek feltérképezését tűztem ki célul.

10

1. IRODALMI RÉSZ  A Mangán Kft földalatti bányaüzemében 2002 óta zajlanak rendszeres és tervszerű radiológiai mérések. A kutatómunka első munkafázisa a vonatkozó jogszabályi előírások megjelenését követően Farkas István, a Mangán Kft ügyvezetője és Dr. Kanyár Béla, a Veszprémi Egyetem Radiokémia Tanszékének akkori vezetője kezdeményezésére indult 2002-ben. Célja annak megállapítása volt, hogy munkavédelmi szempontból fennáll-e és ha igen milyen mértékű az a veszély a föld alatt dolgozókra nézve, amit a bányalevegőben levő radongáz okozhat. Ebben

a

munkafázisban

megállapítást

nyert,

hogy

közvetlen

veszélyt

okozó

radonkoncentrációk kialakulására csak abban az esetben kell számítani, ha a szellőztetési intenzitás olyan mértékben csökken, amit a bányaszellőztetésre vonatkozó munkavédelmi szabályozás sem enged meg. Ennek megállapítása azáltal vált lehetővé, hogy a bányaüzem egy műszakharmadban üzemel és a mérésekhez biztosította a szellőztetőgép munkaidőn kívüli leállítását. Egyúttal az eredmények felhívták a bányaüzem vezetésének figyelmét arra, hogy a szellőztetési intenzitás csökkenésének a bányalevegő minőségromlásán túl sugárvédelmi jellegű kockázata is van. További kutatást indokoltak azonban az alábbi észrevételek: - a szellőztetés üzemén kívül olyan radonkoncentrációk alakulnak ki a bányában, amelyek anomális aktivitású forrást (pl. kőzetet) tételeznek fel, - a tapasztalt szezonális ingadozások mértéke alapján a nemzetközi ajánlásokban megfogalmazott 2-3 hónapon keresztül zajló mérések nem bizonyultak elegendőnek a megalapozott dózisszámításhoz, - az első mérések a nemzetközi ajánlásokban megadott egyensúlyi faktor értékétől (F=0,4) jelentősen eltérő értéket adtak, ami felhívta a figyelmet az egyensúlyi faktor mérésének fontosságára. Az utóbbi kettő, módszertaninak tekinthető észrevételből kiindulva valósult meg a kutatómunka második fázisa Dr. Somlai János vezetésével 2003-2006 között, amelynek eredményeit Kávási Norbert PhD-dolgozatában foglalta össze. Téziseiben – többek között megállapította, hogy a megalapozott dózisszámításhoz a szezonális ingadozások miatt több (de legalább 1) év mérési adatsorait célszerű felvenni, továbbá a mangánérc-bánya esetében F=0,58 értékű egyensúlyi faktort javasol figyelembe venni. Kávási eredményei alapján valósulhatott meg a mangánérc-bánya dolgozóit terhelő dózis becslésének pontosítása. 11

A

munka

harmadik

fázisában

(2006-2010)

zajlott

jelen

munka

célkitűzéseként

megfogalmazott feladatok teljesítése.

1.1.A komplex radiológiai felmérés és a földalatti bányászat viszonya  A bányászat számára az emberi életnek, mint értéknek a védelme nem politikai szlogen, hanem gazdasági szükség. Ezt bizonyítja, hogy a társadalombiztosítás és az intézményes munkavédelem megjelenése Magyarországon már az 1245-i Selmecbánya Városi és Bányajoga c. kódexben (Fuchs ed, 2009, Faller, 1975) tetten érhető, majd a Thurzó-Fuggerféle felvidéki bányavállalkozások esetében (Besztercebánya, Körmöcbánya) kezd kiteljesedni (társláda, bányakórház, stb.) (Benke ed. 1996). Ezek a jelenségek más szakmákban a középkorban teljesen szokatlanok voltak. A további korokban pedig hasonlóan élen járó munkavédelmi tevékenység alakult ki a bányászati ágazatban. Ma a munkavédelem színvonalának állandó növelése a szabványos irányítási rendszerek követelményeként jelenik meg (pl. MSz EN ISO 18 001, 18 002). Az ilyen rendszerekben (Munkahelyi Egészségvédelmi és Biztonsági Irányítási Rendszer, MEBIR) az adott periodicitással visszatérő kockázatelemzés, oktatás, ellenőrző és helyesbítő tevékenység, a belső és külső auditok biztosítják a rendszer visszacsatolt jellegét. Az algoritmus azonban nem körforgást („helyben topogást”), hanem spirálként értelmezhető folyamatos fejlődést jelent. A helyesen kialakított MEBIR a munkavédelmi mutatók folytonos javulását idézi elő (Vigh 2003). Mint a bevezetőben írtam, a földalatti bányászat természetes és mesterséges környezetének hatásait a bányászati szakember komplex egységként kezeli. A bányászat a földtani megismeréssel kezdődik, s már ebben a fázisban szükséges a kutatott kőzettestek anyagi minőségén

(geometriai

kiterjedés,

ásványi

összetétel,

nyomószilárdság,

hasznos

anyagtartalom, stb.) túl olyan kevésbé kézzelfogható paraméterek megismerése, mint pl. a kőzettestek víztároló és vízleadó képessége, gázveszélyessége, az inhomogén kőzettömegek geomechanikai viselkedése, stb.. Ezen paraméterek ismerete illetve az általuk indukált kockázatok

becslése

döntően

befolyásolja

a

kitermeléshez

szükséges

beruházás

megtérülésének számítását még az előtt, hogy olyan magától értetődő szempontokat, mint az infrastrukturális ellátottság, munkaerőpiaci helyzet, műszaki feltételek, piaci trendek, stb. figyelembe

lehetett

volna

venni.

Mindez

a

jelenlegi

kultúránkban

kiegészül

a

környezetvédelmi szempontoknak és a társadalmi érdekeknek a lokálistól az összeurópai szintig történő figyelembe vételével. Ebből is látszik, hogy egy földalatti bányászati üzem 12

megnyitása ill. üzemeltetése a környezeti feltételek igen alapos ismeretét, változásainak folyamatos nyomon követését kívánja meg. A tudomány fejlődésével újabb és újabb kockázati tényezők válnak azonosíthatóvá, amelyeket be kell építeni a munkavédelem rendszerébe. Jó példa erre a radioaktivitás. Georgius Agricola orvos, az első bányászati szakíró a XVI. században még nem talált magyarázatot arra, miért hunytak el rendre hasonló tünetekben egyes jól meghatározott bányákban dolgozó szász ércbányászok, de mint lelkiismeretes tudós, rögzítette a jelenséget (Somlai, 2008). A választ a területen a XX. században kibontakozó uránkutatás és -termelés adta meg. A radioaktivitás felfedezését (XIX-XX. sz. fordulója) és katonai, majd energiatermelő alkalmazását (XX. sz. közepe) némi fáziskésésben követte a természetes eredetű sugárzások emberekre gyakorolt hatásának feltárása. Annak ellenére, hogy a föld alatti üregek légtere kockázatként jelenik meg, sokáig csak a földalatti uránérc-bányászat vonatkozásában tekintették ezt a hatást jelentősnek (Jávor, 1964). Ma már tudjuk, hogy ennél árnyaltabb megközelítés szükséges. A földkérgi természetes radionuklidokból eredő gamma-sugárzás illetve a természetes bomlási sorok Rn-izotópjai (radon és toron), valamint ezek leányelemei kockázatot jelentenek, amelyet mérni és értékelni kell. A méréshez meg kell találni a mindenkori tudományos fejlettség által biztosított eszközök közül azokat, amelyek a kockázatelemzéshez megfelelő

pontosságú

eredményt

optimális

költségráfordítással

szolgáltatják.

A

kockázatértékeléshez pedig a jogi szabályozáson túl meg kell keresni és kritikusan meg kell vizsgálni a nemzetközi környezetben már bevált, tudományos alapokon nyugvó gyakorlatot. Következő lépésben vállalni kell a folyamatos fejlődés érdekében a ráfordításokat is. Egy jól definiált földalatti üregrendszer ismert, (sőt esetleg változtatható) paramétereivel ideális terepe a méréstechnika illetve a mérési módszerek fejlesztésének, sőt ezen keresztül, megfelelő adatbázis kialakításával és a feldolgozó-értékelő háttér segítségével akár a sugárvédelmi szabályozás további finomítására is lehetőséget ad. A fentiek alapján a bányabeli radiológiai mérések célja kétlépcsős: munkavédelmi és munkavédelmi célú fejlesztő munkafázisokból tevődik össze. A bányabeli radiológiát a komplex szemléletmódba illesztve, az adatgyűjtést valamennyi környezeti fázisra ki kell terjeszteni, és az eredmények értékelésekor is az 1. táblázatban szereplő fázisok kölcsönhatásaiban célszerű gondolkodni.

13

1.2.A FÖLDTANI IRODALOM ÁTTEKINTÉSE  Témám

szempontjából

a

vizsgált

terület

földtani

viszonyainak

alapos

ismerete

elengedhetetlenül fontos. A bánya által feltárt kőzetek ásványtani, kémiai, szerkezetföldtani jellemzése, keletkezési viszonyaik ismerete nélkül a földalatti üregekben fellépő természetes eredetű sugárzások okát nem lehet feltárni. Tekintettel arra, hogy a vizsgált föld alatti munkahelyek szilárd környezetét jelentős hányadban mangánérc alkotja, irodalmi megismerésével hangsúlyozottan kell foglalkozni.

1.2.1. A mangánérc nevezéktana  Az „érc” megnevezés gazdasági vonatkozású fogalom. Mint ilyen, a mindenkori technikai színvonalon fémkinyerésre gazdaságosan alkalmas kőzetet jelent, de ez a definíció természettudományos értelemben szubjektív. Földtudományi szempontból a földkérgi átlagos gyakoriságot

(klark-értéket)

többszörösen

meghaladó

fémdúsulással

jellemezhető

kőzettesteket nevezzük röviden érceknek. A nemzetközi gyakorlatban Mn esetén a 20 m/m% feletti dúsulásokat tekintik potenciális, a 38 m/m% felettieket ipari értékű készleteknek (reserves, ill. resources) (Manly et Harwood 1981, Bolton, 2009). A mangánérc ipari méretű felhasználása a civilizációban még viszonylag rövid idő (kb. 150 év) óta tart, és az új készletek felfedezésének üteme meghaladja a globális Mn-igény növekedésének ütemét. Emiatt a fenti minőségi kritériumok évtizedek óta változatlanok. A nemzetközi rétegtani korreláció szabályai szerint a földtanban a terepi eszközökkel, kőzettani kritériumok alapján jól elkülöníthető és térképezhető kőzettestek egy kőzetrétegtani (litosztratigráfiai) egységet, formációt (formation) alkotnak, természetesen függetlenül az ipari hasznosításuk pillanatnyi lehetőségeitől. Így az Úrkúti Mangánérc Formáció (ÚMF) tartalmazza a műrevaló és nem műrevaló érctelepeket, a meddő radioláriás agyagmárga (feketepala) közbetelepüléseit, a fedő tűzkőpadot, tehát mindazon képződményeket, amelyek az érctelep, mint különálló földtani test képződése során keletkeztek. Ezért jelen munkában vagy az ÚMF-t említem, amikor a teljes képződményről beszélek, vagy megadom, hogy az 1. és 2. ábrákon látható rétegsor mely tagjáról van szó. Amikor általánosan „mangánércet” említek, az irodalom alapján ilyennek mondott képződményre történik utalás. Az irodalomban is elterjedt karbonátos mangánérc illetve agyagközös oxidos mangánérc kifejezések helyett a 14

rodokrolit és a Mn-lamellit kifejezéseket, mint gazdasági értéktől független kőzettani megnevezéseket használom.

1.2.2. Nemzetközi kitekintés  A mangánérc képződése döntően az üledékes geofázishoz kötődik, többnyire óceáni, tengeri, alárendelten tavi üledékekben jelenik meg. Kevés kivételt találunk, amikor a magmás geofázisban, pl. szkarnércet alkot (Langban, Svédország), de ezek gyakorlati jelentősége kisebb, mivel ilyenkor a Mn elsősorban szilikátásványok formájában jelenik meg, amelyek felhasználása alárendelt (Kiss, 1982). A metamorf geofázis jelentősebb Mn-telepei (India, Ghana, Dél-Afrika) szintén eredetileg üledékes érctelepek későbbi átalakulásával jöttek létre (Beukes 2009, Gutzmer 2009, Bolton, 2009), így elsődleges genetikai értelemben kimondhatjuk, hogy a telepek többsége tengeri üledékes eredetű. A különböző korú Mn-érctelepekre egyaránt jellemző az oxidos és a karbonátos ásványtani formában történő megjelenés. A két típus gyakran azonos előforduláson belül, együtt van jelen, bonyolult horizontális és vertikális összefüggések mentén, ami a keletkezés folyamatának magyarázatát megnehezíti. Az üledékes telepek jól definiálható típusát a feketepala környezetű karbonátos telepek alkotják. Az ilyen, az úrkúti telephez hasonló kifejlődésű, méretükben akár gigantikus telepek nem ritkák: Postmasburg (Dél-Afrika), Wafangzi, Tiantaishan, Gaoyan, Minle, Taojiang (Kína), Moanda (Gabon), Molango (Mexikó) telepek a szárazföldi mangánérc-készletek jelentős hányadát tartalmazzák (Okita, 1987, Polgári et al 2000, Polgári 2005, Polgári et al, 2009, Bolton, 2009). Az ilyen telepek esetén mindig jelen van a jellegzetes feketepala (black shale) képződmény, amely finoman laminált, benthoszmentes, nagy szervesanyagtartalmú, pirites, sötét színű, főleg agyagásványokból álló tengeri üledék. A feketepalák rétegtani környezetükhöz képest általában anomális helyzetben fordulnak elő (pl. karbonátos fekü- és fedőrétegek közé települve), lokális kiterjedésűek, de globálisan izokronológiai helyzetben elterjedtek

(Wignall,

1994).

Egyes

feketepala

típusú

üledékek

a

fent

felsorolt

jellegzetességeket megtartva, jól meghatározott rétegcsoportokon belül nagy MnCO3 (rodokrozit)-tartalommal egészülnek ki, ezeket nevezzük gazdaságföldtani kifejezéssel karbonátos mangánérceknek, kőzettanilag rodokrolitoknak. A rodokrolitok makroszkóposan is elkülönülnek a feketepaláktól, a rodokrozit-tartalomtól ill. az agyagásványok arányaitól

15

függően az egységes sötétszürke szín heterogén, összetett színvilággá módosul (Polgári et al 2000, Huckriede et Meischner, 1996).

1.2.3. Az Úrkúti Mangánérc Formáció (ÚMF) képződése   Az úrkúti, toarci korú üledékes mangánérctelepek keletkezésének korai magyarázata során a kutatók exogén forrásban gondolkodtak. A különböző elképzelések szerint a kristályos alaphegység vagy karbonátos üledékes kőzetek mállásából származtatták a Mn-t, ami a szárazföldről a folyók közvetítésével, oldatként kerül a tengerbe, míg más elméletek szerint a mállás eleve a tengerben történik. A felhalmozódás helyén részben geokémiai, részben tengerdinamikai-üledékdinamikai folyamatokkal igyekeztek megoldani a telepképződés problematikáját. Minden szempontból elfogadható megoldás azonban nem született. (Földvári 1932, Vigh et Noszky Jr 1938, Vendel et Kisházi 1968, Cseh-Németh 1965, Vámos 1968, Lantos et al 2003) A lemeztektonikai elmélet elfogadásakor kerülhetett előtérbe a Mn származtatásához a közvetlen endogén forrás lehetősége. Endogén Mn-forrásként többnyire hidrotermális, vulkáni, ill. exhalációs folyamatokat, illetve ezek kombinációit tételeztek fel (Szabóné Drubina 1957, 1961, Szabó 1977, Kaeding et al 1983, Varentsov et al 1988). A mélyből történő oldatfeláramlás helyszíneként az adott földtani korban aktív törésvonalakat kellett kimutatni (Szabó et al 1981). Az oldatok feláramlásából eredő összetett geokémiai folyamatok jelenlétét és azt a lehetőséget, hogy az ilyen oldatok Mn-forrásként szolgáljanak, az egyre modernizálódó ásványtani vizsgálatok eredményei és a geokémiai elemarány- illetve izotóparány-vizsgálatok igazolták. Ettől függetlenül meg kellett oldani a feláramlások által potenciálisan szállított Mn mennyisége és a telepek Mn-tömege közti aránytalanságból, valamint a Mn és Fe tengeri oldatban végbemenő transzportfolyamataiból következő, de a valóságos telepek esetén ettől eltérő Mn/Fe tömegarányból származó problémákat, röviden dúsító hatást kellett azonosítani. Nagy jelentőségű a tengeri üledékes folyamatok kutatástörténetében a toarci óceáni anoxikus esemény (TOAE) kimutatása, s ezzel együtt az a felismerés, hogy a jelenség komplex globális változásokat (geodinamikai, éghajlati, stb.) jelez. Ez a felismerés a feketepala képződmények globális, izokronológiai helyzetben történő elterjedésén alapszik. A feketepala fentebb ismertetett makroszkópos jellegzetességei alapján már a múlt század hatvanas éveiben feltételezték, hogy anoxikus tengeri környezetben keletkeztek. A vizsgálati módszerek fejlődése és az eredmények szintetizáló értékelésének igénye hívta életre a kemosztratigráfiai 16

megközelítésű képződményleíró rendszert, amely ezt be is bizonyította (Jenkyns munkássága, esetünkben Jenkyns 1988, Jenkyns et al 1991) a kémiai összetétel, nyomelem összetétel, TOC, izotóparányok (18/16O,

13/12

C,

87/86

Sr), karbonát/agyag fázisok aránya, viszonya stb.

alapján. A kormeghatározás pontosságának növekedésével (206Pb/238U,

40/39

Ar) pedig

világossá vált, hogy földtörténeti szempontból relatív rövid, néhány százezer évig tartó időtartamban jöttek létre (Hesselbo et al. 2000; Kemp et al. 2005). Létrejöttüknek nem lehet lokális, kizárólag tengeri mechanizmusokra visszavezethető oka (Hesselbo et al., 2000), okként globális őskörnyezeti változások láncolatát kell keresni. Ez jelenleg is széles körben kutatás tárgyát képezi (Hesselbo munkássága, hazánkban Pálfy 2006, Raucsik et Varga 2008 etc.), de a TOAE lefolyásának legszemléletesebb folyamatmodelljét röviden megemlítem (Pálfy 2006 nyomán), az egyes bekezdések egymásból következnek: 1. A Karroo-Ferrar nagy magmás provincia (Large Igneous Province) kialakulása az anoxikus eseményt megelőzően. 2. A fokozott magmás tevékenység nagy mennyiségű CO2-ot bocsát ki, továbbá kontaktusba léphetett a kéregbeli idősebb kőszéntelepekkel, rövid idő alatt termikus metánképződés útján „eltüzelve” azokat 3. A légkörbe jutó CO2 és CH4 üvegházhatást, globális felmelegedést okoz 4. A poláris jég megolvad, a világtenger szintje megemelkedik 5. Az óceáni selfterületek üledékeiben tárolt metán-hidrát a hőmérséklet- és nyomásviszonyok eltolódása miatt destabilizálódik és a metán a légkörbe jut 6. A légkörbe kerülő nagy mennyiségű metán tovább gerjeszti az üvegházhatást, 7. a felszíni tengervíz hőmérsékletének ~6–7 °C-os emelkedése (McArthur et al. 2000), a globális átlaghőmérséklet emelkedése következik be (Bailey et al. 2003), 8. a szárazföldi kémiai mállási ráta ~400–800 %-os növekedése (Kemp et al. 2005), 9. a

felső,

megvilágított

vízrétegekben

„alga-boom”

kialakulása,

a

mélyebb

vízrétegekben anoxia, vízben és szárazföldön tömeges kihalás, 10. az alkalmas pozíciójú anoxikus aljzaton (medencék) a felhalmozódó szerves anyag és a mállási eredetű agyagok közreműködésével reduktív környezetben feketepala jön létre. A kiinduló helyzetet, a magmás provincia létrejöttét speciális lemeztektonikai konstelláció, kiterjedt köpenyfeláramlás, illetve akár nagyméretű kozmikus test becsapódása iniciálhatta. A földtörténet során anoxikus esemény kialakulása legalább kilenc alkalommal jól

17

dokumentáltan igazolható, s ezek bizonyítékai a globális feketepala képződési epochok. A feketepala képződése azonban nem feltétlenül járt együtt a rodokrolit képződésével is. Továbbá a másodlagos (diagenetikus) folyamatok az elsődleges jelleget gyakran elfedik (Polgári et al 2005), ezért összetett megközelítésre van szükség. Reálisan elfogadható modellt úgy kell létrehozni, hogy egységes szintézist képezzen az ásványtani, geokémiai, üledékföldtani,

őslénytani

bizonyítékokkal

és

az

elfogadott

ősföldrajzi

képbe

(kontinensvándorlás) illeszthető korabeli folyamatot tükrözzön. Ehhez az elsődleges teleptani jelleget és a később rárakódott másodlagos hatásokat el kell egymástól választani. A megoldás a korábbi bizonyítékok újraértékelése, a homályos részletek kutatása után olyan komplex modell létrehozása, amely a fent vázolt korábbi elképzelések egyes elemeit új értelmezésben, egy bonyolult rendszer elemeiként mutatja be, kiegészítve újszerű gondolatokkal. Ezt a munkát az ÚMF vonatkozásában Polgári végezte el (Polgári et al 2009). Megfogalmazása szerint az úrkúti karbonátos mangánérctelep tengeri üledékes, feketepala környezetű, lokális hidrotermás eredetű biogén-bakteriális, tufa hozzájárulással képződött mangánérc (aerob mikrobiális pulzációs érctípus). Az oxidos teleprészek egyrészt primer kiválások, másrészt pedig a karbonátos mangánérc későbbi (szárazföldi felszín közelében végbemenő) oxidációjával jöttek létre. Részletezve a fenti, egy mondatba sűrített modellt, a formáció képződésének a folyamata az alábbi, melyet elsősorban Polgári MTA doktori értekezése (2009) alapján, egyszerűsítésekkel foglaltam össze: 1, A mai Dunántúli középhegységet (DKH) alkotó karbonátos aljzat a felső-liász idején a Thetys ősóceán és a felnyíló Atlanti-óceán között helyezkedett el. A két óceán egymásra közel merőleges felnyíló zónája (óceánközépi hátsága) és ezek transzform vetői által felszabdalt területen a DKH jelentős szerkezeti hatásoknak kitett, az átlagos óceánfenéknél sekélyebb (tehát kiemelt helyzetű), tenger alatti hegyekkel (seamounts) és köztes mélyebb medencékkel tagolt, kivékonyodott kontinentális kérgű területként működött. 2, Az aktív óceánközépi hátságok környezetében nagy léptékű vulkanizmus és hidrotermális tevékenység folyt, ami hatással volt a kiemelt helyzetű DKH-re is. Ez részben az óceáni vízfelszín fölé nyúló vulkáni működés (recens pl. Izland, Hawaii) szél által továbbított anyagának (tufa) beülepedésében, részben a törés-rendszereken keresztül hidrotermális hatás megjelenésében nyilvánult meg (local geofluid system). 3, A geofluid-rendszerek a tengervízzel való keveredés során a magukkal hozott nagy elemkoncentrációk miatt a kiáramlás helyszínén illetve közelében részben vegyi, részben bakteriális katalizáció következtében fémoxidok, oxihidroxidok, (MnOOH, FeOOH), FeS, és 18

kovaanyag csapódtak ki, viszonylag rövid idő alatt nagy tömegben. A forráskürtőkben illetve közvetlen közelükben a nagy anyagáram miatt a kémiai folyamatok domináltak (autokatalitikus oxidáció), de mikrobiális oxidációval együtt. A gyors képződés és a kovagél jelleg a további reakciókat gátolta. (Csárdahegyi típusú kovás-vasas oxidos mangánérc). 4, Nagy Mn-fluxus esetén a forrás környezetében keletkező nagy mennyiségű csapadék ellenére további anyagáram jut a forrástól távolabbi területekre, adott esetben több km sugarú körben, de csökkent koncentrációban. A kisebb koncentráció folytán a kémiai reakciók sebessége csökken, nagyobb teret kap a biomineralizáció. A keletkező MnOOH-gél (előérc) az erőteljes mikrobiális tevékenységből, és az arra épülő plankton produktivitásból eredő szervesanyag-tartalommal (Corg) reakcióba lépve hozta létre a rodokrolitot a kőzetté válás kezdeti fázisában (korai diagenezis), szintén bakteriálisan befolyásolt módon. 5, A rodokrolit már a későbbi földtörténeti korokban a szárazföldi felszín közelébe került. O2 jelenlétében (levegő, csapadékvíz) a képződményben jelen levő pirit (FeS2) bomlásával kénsav keletkezett. Ennek hatására a MnCO3 oxidálódott, létrehozva a másodlagos Mn-oxid ásványokat. Ezek a Mn-ásványok fizikailag elkülönültek az agyagos összetevőktől, létrehozva az agyagközös oxidos mangánércnek nevezett kőzetet. 6, További mangánoxidos jelenségekként kell számbavenni az alábbiakat: 6.1. a rodokrolit oxidációval nem érintett, üde szövetű, másodlagos hatástól mentes részeiben is lehet oxidos Mn-érc gumókkal és padokkal találkozni, melyek az oxidos előérc reliktumaiként értelmezhetők („nem jutott” mindenhova Corg). 6.2. a karbonátos telep feküjét alkotó mészkőben és a telepképződést közvetlenül megelőző (0-1 m vastag) feketepalában gyakran találkozunk 1-10 cm vastagságú, tömött szövetű, kékesfekete fényű, limonitos kérgű oxidos mangánérc-konkréciókkal (határfelületi konkréció), melyek a rodokrolittal többnyire nem mutatnak közvetlen kapcsolatot, a fekümészkő irányába viszont foggyökérszerűen (neptuni telérként) folytatódnak. Ezek a jelenségek, szerkezeti és szöveti megjelenésük alapján a geofluid-rendszer lokális megjelenési formáiként értelmezhetők (micro-chimney system). 7, A feketepala-rodokrolit-feketepala ciklusok összesen kettő ismétlődés után (főtelep, II. telep) megszűntek, mivel egy jelentős vulkánkitörés hatására nagyobb vastagságú tufa fedte le, fojtotta el a rendszert. A tufa kompakciója és halmirolitikus mállása következtében jött létre az a vasas tűzkőpad, amelyet ma a sorozat legfiatalabb rétegeként tartunk számon (Polgári et al 2010). További vizsgálatra érdemes, hogy mikro- és makroléptékű kőzetszöveti, ásványtani, geokémiai jellegek analízise alapján a fenti megközelítés a Föld más feketepala környezetű, 19

hasonló kifejlődésű telepeire is kiterjeszthető-e, vagy sem. Ez a vizsgálat azonban meghaladja jelen munka kereteit. A fentiekből következik, hogy a Csárdahegyi típusú oxidos valamint a karbonátos érc korábban nehezen értelmezett kapcsolata a hidrotermális-biogén modell szerint szükségszerű. Továbbá, a rodokrolit képződéséhez és fennmaradásához szerencsés globális konstelláció szükséges: térben és időben egyszerre kell teljesülnie a feketepala- és a rodokrolit-képződés feltételrendszerének. A további kémiai vagy biogén átalakulást elkerülendő, szükséges egy „záróréteg”, ami esetünkben a tufaszórásból képződött tűzkőpad (Haas 2009).

1.2.4. Az ÚMF kőzettani felépítése és ásványos összetétele  Az 1. ábrán tüntettem fel a magasfedő képződményekkel együtt a mangánérctelep tágabb földtani környezetét, a 2. ábrán pedig az ÚMF elvi rétegsorát. A képződmények leírását Polgári et al 2000, Szabó 2006 és Bíró et al 2009 alapján adom meg. Az ÚMF (a csárdahegyi kifejlődés kivételével, ahol a Hierlatzi Mészkő Formáció jelenik meg) közvetlenül az Isztiméri Mészkő Formációra települ, amely jura (sinemuri-pliensbachi) tűzköves, Rhynchonellás mészkő. Helyenként a pliensbachi vörös, gumós, ammonitesz tartalmú, „ammonitico rosso” típusú mészkő (Tűzkövesárki Mészkő Formáció) is előfordul. Az Isztiméri Mészkőnek az ÚMF felé képződött átmeneti kifejlődése a zöldesszürke mészmárga (Isztiméri Mészkő Formáció Bocskorhegyi Tagozata). Érdemes megemlíteni, hogy feküképződményként kilúgozott tűzköves mészkő, valamint kovaliszt (Isztiméri Mészkő Formáció Káváshegyi Mészkő Tagozat) is megjelenhet utalva az utólagos kilúgozódás mértékére. Ez után kezdődik maga az ÚMF, amelynek megkülönböztetjük a karbonátos és az oxidált kifejlődését, valamint a vele összefüggésben, egyidőben keletkezett, de térben elkülönülő csárdahegyi kifejlődését.

20

Rövidítések magyarázata: F.: Formáció IMF: Isztiméri Mészkő F. ÚMF: Úrkúti Mangánérc F. EMF: Eplényi Mészkő F. KGF: Kisgerecsei Márga F. TAF: Tési Agyagmárga F. ZMF: Zirci Mészkő F. ABF: Ajkai Kőszén F. DF: Darvastói F. SzMF: Szőci Mészkő F. Jelmagyarázat az ÚMF képződményeihez: Feketepala Rodokrolit Oxidált feketepala Oxidos érctípusok Határfelületi Mn-oxidos konkréció

1. ábra. A vizsgált terület jellemző rétegsora a felszín és a mangánérc-telep feküje között. (Szabó 2006 nyomán, átszerkesztve) A karbonátos sorozat az alábbi jól elkülöníthető képződményekből áll, az idősebbtől a fiatalabb felé haladva:

21

Feketepala (0,5-1 m vastagságban), I. telep, vagy főtelep (rodokrolit 10-15 m vastagságban), feketepala (5-8 m vastagságban), II. telep (rodokrolit 3-5 m vastagságban), újra feketepala (25 m vastagságban), majd a telepet 0,1-0,3 m vastagságban az igen kemény, vörösbarna vasas tűzkőpad zárja le, a telep kiterjedésénél nagyobb területen. A tűzkőpad felett visszatér az ammoniteszes mészkő képződése, de már nem a klasszikus vörös, hanem barna, zöldfoltos változatban (Kisgerecsei Márga Formáció, KGF). A magasabb fedőben ez a képződmény középső-jura korú, agyagrétegekkel váltakozó zöldesszürke kovás mészmárgába megy át (Eplényi Mészkő Formáció, EMF), amely elérheti a 40 m vastagságot is. A kréta kort a Tési Agyagmárga Formáció (TAF), egy sekélytengeri mészkőtípus (Zirci Mészkő Formáció, ZMF) és az ajkai kőszéntelep (Ajkai Kőszén Formáció, ABF) elvékonyodó kifejlődése (0,5-5 m) képviseli. Erre egy eocén folyóvízi összlet (Darvastói Formáció, DF), eocén nummuliteszes mészkő (Szőci Mészkő Formáció, SzMF) és az utolsó jégkorszak löszös üledékei települnek. A rodokrolitok és feketepalák alkotta rétegekkel (karbonátos sorozat) korrelálható módon települ az oxidált kifejlődés, ami a karbonátos sorozat vegyi átalakulást szenvedett megfelelője (Szabó 2006). A feketepala teleprészek sárga radioláriás agyaggá, a rodokrolitok változatosan vastagpados, kemény oxidos mangánérccé, fekete, agyagos, finoman rétegzett oxidos mangánérccé, illetve vörösbarna agyagközös oxidos mangánérccé alakultak át. A feketepala szöveti megjelenése megfelel az 1.2.3. fejezetben általánosan ismertetett jellegeknek. Feltűnő a pirittartalom, ami esetenként dm2 kiterjedésű, 1-2 cm vastag konkréciók formájában jelentkezik, esetenként nagy As-tartalommal (Polgári et al, 2003). A rodokrolit az ásványos összetétel függvényében változatos színvilágban jelenik meg, de általánosan jellemző a finom (mm-es) rétegzettség, és az egyes rétegek (laminák) eltérő színe, amelyet egyes szerzők évszakos változásnak tulajdonítanak és ebből telepképződési időtartamra következtettek (Cseh-Németh, 1965). A főtelepben a fekütől a fedő felé haladva a domináns színvilág zöld-barna-fekete-barna-zöld-szürke sorrendben változik.

22

2. ábra. Az ÚMF rodokrolitos sorozat részletes elvi szelvényrajza Szabó (2006) nyomán A rodokrolitok úrkúti felismerését (Noszky et Sikabonyi 1953) követően ásványos összetételét többen vizsgálták (Noszky et Sikabonyi 1953, Szabó-Drubina 1957, 1961, Nagy K 1955). Nemecz 1960-ban állapította meg, hogy a rodokrozit 1-5 μm-es szemnagysága miatt az érctípus nem alkalmas fizikai dúsításra. Vendel et Kisházi 1968-ban valószínűsítették a kutnohorit jelenlétét. A szeladonitot Kaeding et al (1983) mutatta ki először. Grasselly által vezetett kutatócsoport komplex anyagvizsgálati jelentéseket készített az érctípusról (Grasselly et al 1985, 1990), amelyben a korabeli, Magyarországon elérhető valamennyi anyagvizsgálati 23

módszert alkalmazták, valamint külföldön C és O izotóp-vizsgálatokat végeztettek. Grasselly eredményeit továbbfejlesztve és kiegészítve monografikus feldolgozásban publikálták (Polgári et al, 2000). Az anyagvizsgálati módszerek fejlődésével, a kemosztratigráfiai szemléletű képződményleíró iskola térhódításával a mai napig újabb és újabb mintasorozatok kerülnek egyre részletesebb feldolgozásra (legújabban Cora et al, 2007, Weiszburg et Cora, 2009, Vigh et al, 2009), ami az archív és a keletkező adatbázisok kezelésében, összehasonlításában geostatisztikai módszerek alkalmazását követeli meg (Bíró et al, 2009). Összefoglalva az ásványos összetétel kutatásának eredményeit, a mangán-karbonát (rodokrozit, kutnohorit) túlsúlya mellett a színváltozatok jól korrelálnak ásványos összetevőkben mutatkozó arányeltolódásokkal, amit egyszerűsítve a zöld-szeladonit, feketeghoetit, barna-szmektit, szürke-rodokrozit ill. kutnohorit párokkal lehet jellemezni. (Utóbbi példa mutatja, hogy nem feltétlenül a sötétebb változatok Mn-tartalma a legnagyobb.) A feketepalában a kvarc- és pirit-tartalom növekedése szignifikáns. A képződményekben nem szignifikáns elterjedésben illitet, kaolinitet, rutilt, anatázt, dolomitot, gipszet, kloritot, zeolitot is kimutattak. Meg kell még említeni, hogy a szürke rétegek apatit-tartalma jellemzően magasabb, mint az egyéb színváltozatoké. Elektron mikroszondás vizsgálatok alapján (Polgári et al 2000) autigén ásványszemcsék azonosítását is elvégezték valamennyi bányamező rodokrolit-mintáin (kb. 250 minta). Ennek során kifejezetten U- vagy Th-hordozó ásványt (uraninit, autunit, thorianit, thorbernit, stb.) nem mutattak ki. A ritka akcesszorikus ásványok közül monacitot 6 mintában mutattak ki, 130 μm-es szemnagyságban. A monacit Th-tartalma kivételes esetekben nagy lehet (Watt, 1995), azonban az alacsony jelenléti arány (6 minta a 251-ből) nem utal szignifikáns jelenlétre. Az újabb, a teljes rodokrolitos szelvényre kiterjedő részletes ásványtani vizsgálatok sem említik a monacit jelenlétét, sem más U vagy Th hordozó ásványt (Cora et al 2007, Weiszburg et Cora 2009, Cora, 2009). Említést érdemel, hogy az apatit Ce-tartalma is anomálisnak

mutatkozott

3

mintában,

ami

a

fosszilis

halcsont

fragmentumok

nyomelemhordozó szerepére hívja fel a figyelmet (részletesebben ld 1.2.5. pontban).

1.2.5. Radioizotópok üledékes környezetben, az ÚMF geokémiai és  radiológiai jellemzése  Számottevő (az élővilágra hatást gyakorló) sugárforrásként a földkérgi radioizotópok közül az U és Th izotópjait valamint – a K relatív magas földkérgi gyakorisága folytán – a

40

K-et 24

szokás figyelembe venni, mint gamma sugárforrást. Ezeken kívül a természetes bomlási sorok tagjainak koncentrációit részben a nehezebben mérhető izotópok koncentrációjára való következtetések levonása érdekében, részben nyersanyag-kutatási vagy sugárvédelmi célból vizsgálják. Továbbá többnyire már tisztán földtudományi célból (kormeghatározás, geokémiai, környezeti indikátor, stb.) találkozhatunk az irodalomban egyéb izotópok illetve izotóparányok koncentrációjának vizsgálatával is, de ezek részben radioaktív, részben stabil izotópokra vonatkoznak. Közismert, hogy az egyes geofázisokban a K, U, Th koncentrációja jellegzetes eloszlást mutat. Így a magmás kőzeteken belül a savanyútól az ultrabázisos felé haladva csökkenő tendenciával találkozunk (Kiss, 1982, Steiner et Várhegyi 1991). Üledékes környezetben a lepusztuló felszín elsődleges (pl. gránitos) jellegén kívül, sok egyéb más tényező mellett a kialakuló üledék reliefviszonyai (torlatok esetén), fizikai szerkezete, vízvezető képessége, Eh-pH viszonyai (geokémiai gáthoz kötött telepek esetén), adszorpciós kapacitása (szervesanyag-dús kőzetek esetén) illetve utóbbin belül az ásványos összetétel molekulaszerkezete és a résztvevő nuklidok rádiuszai határozzák meg az U, Th-dúsulás lehetőségeit. Globális, általánosnak tekinthető tapasztalat (Cuney et Kyser 2008), hogy: -

az üledék szerves eredetű széntartalmának növekedésével az U, Th-koncentráció általában nő, a K-tartalom csökken,

-

a foszfortartalmú ill. foszfátos üledékekben az U-, Th-tartalom általában anomálisan magas,

-

az agyagos üledékek gamma aktivitása jellemzően magasabb, mint a karbonátos vagy kovás üledékeké.

A fenti megfigyeléseket széles körben alkalmazzák hasadóanyag-kutatás során, a potenciális hordozókőzetek elsődleges (teoretikus) lehatárolásakor is. Szerves üledékekben (kausztobiolitokban) feldúsult U-, Th-tartalomra számos példát ismerünk, ilyennek tekinthető Magyarországon az ajkai kőszénmedence is. A feketepalák szintén szignifikáns U-tározókőzetek. Az OECD 2007-es, a globális U-piacot elemző „Vörös könyve” a lignitet és a feketepalákat nem-konvencionális U-forrásként határozza meg (unconventional

resources)

(OECD/NEA-IAEA,

2008).

A

feketepalák

U-tartalma

egyértelműen a szerves anyaghoz kötött formában jelenik meg, a koncentráció a szerves anyag tartalom függvényében változik és elérheti a 400 ppm-et is (Ranstad, Svédország). Több országban (USA, Németország) zajlanak kutatások a feketepalákhoz kötött U-készletek felmérésére és a gazdaságos kinyerés megvalósítására. (Cuney et Kyser 2008)

25

A nagy foszfortartalmú üledékes kőzetek (foszforitok, foszfatitok, apatit-telepek, stb.) Utartalmának globális átlaga 50-200 ppm közötti, ezen belül szintén a szerves eredet mértékének függvényében akár 600 ppm-et is elérhet (Cuney et Kyser 2008). Az apatitot Ca5(PO4)3(OH,F,Cl) is tartalmazó üledékekben gyakran tapasztalható U-anomália oka maga az apatit, amely a legtöbb esetben fosszilis csontanyaghoz köthető (Tóth, 2007). Tengeri üledékek esetében az apatitszemcsék jellemzően apró halfogak és halcsonttöredékek (Polgári, 2005). Fosszilis csontanyagok esetén szélsőértékben 3210 ppm-es U-koncentrációt is mértek (Trueman et Tuross, 2002). Az agyagos kőzetek gamma-aktivitásának anomáliái elsősorban az agyagásványokra jellemző nagy K-tartalommal függenek össze, de az agyagokban is előfordulhat U-, Th-felhalmozódás, a kőzet képződési mechanizmusának megfelelően. Így például savanyú magmás kőzetek mállástermékeit, vulkáni üveget, szerves anyagot stb. tartalmazó agyagos kőzetek esetén az ásványi szemcsék hordozhatják az U-, Th-tartalmat is a nagy K-tartalom mellett (pl. Breitner et al. 2008, Cuney et Kyser 2008). Kifejezetten mangánércre vonatkozó izotópspecifikus U, Th, K-elemzés ritkán fordul elő a nemzetközi irodalomban, és általában a földtani háttér részletes ismertetése nélkül (pl. AbelGhany 2010). Az ÚMF vonatkozásában megállapíthatjuk, hogy: -

a szerves eredetű széntartalom (Corg) a feketepalában tetten érhető, továbbá a rodokrolit képződésében a szerves anyag hozzájárulása egyértelműen bizonyított (Polgári et al, 1991),

-

a foszfortartalom az átlagos 0,2-1 m/m%-os koncentráción túl 1-10 mm-es nagyságrendű foszforitos rétegekként illetve fészkekként a karbonátos és oxidos telepekben egyaránt előfordul, a karbonátos II. telepben kifejezetten P-dús rétegeket is megfigyeltek (Polgári et al, 2000, Szabó Z., 2006),

-

a rodokrolitok és a feketepala szövetében gyakoriak a halmaradványoktól származó foszfor-tartalmú, szerves, mikroméretű törmelékek, néha teljes halkövületek (Polgári et al, 2000, Polgári et al 2004, Pászti, 2004), továbbá a szénült növényi maradványok,

-

az ÚMF, a fedőtűzkövet leszámítva teljes egészében agyagos jellegű kőzet. Az oxidos érctelep ún. agyagközös (dúsítható) kifejlődése esetén a másodlagos képződési folyamatok (oxidáció) egyes rétegeket a Mn-ra, ezek „inverz” rétegeit agyagra dúsították. Ezen túlmenően figyelembe kell venni az agyagásványok adszorpciós tulajdonságait is a radionuklidok megkötését illetően,

26

-

a mangánércesedés mikrobiális keletkezési folyamata és a mikrobiális folyamatokban szintén preferált U, illetve a két elem geokémiai kapcsolata szintén okozhat Uanomáliát a telepben,

-

a telepben található nagy mennyiségű és változatos összetételű agyagásvány, valamint az oxidos teleprészek kriptomelán-tartalma szignifikáns K-forrásként veendő számításba.

A fentiek alapján meg kell állapítani, hogy az ÚMF jó eséllyel tartalmazhat anomális mennyiségű természetes radionuklidot. A képződmény egyes rétegcsoportjaiban több korábbi vizsgálatsorozat alkalmával mért elemeloszlások összesítő adatait a 2.A táblázatban tüntettem fel. A táblázatban szereplő adatok meghatározása ICP, AAS, INAA és nedves kémiai elemzéssel történt (Polgári et al., 2000 és 2005). Referenciaként feltüntettem az egyes elemek felső kontinentális kéregbeli (UCC – Upper Continental Crust) gyakoriságát McLennan szerint (McLennan, 2001), illetve a hasonló képződmények vizsgálata során nemzetközi viszonylatban referenciaként alkalmazott PAAS-értékeket. Utóbbi a normál tengeri környezetben képződött archaikum utáni átlagos ausztrál agyagpalák (Post-Archean Australian Average Shale, PAAS) adatbázisán alapul (Nance et Taylor 1976, Taylor et McLennan, 1985). Amely elemek esetében nem volt elérhető érték a PAAS illetve UCC adatbázisban, ott a korábbi irodalomban elérhető átlagos földkéregbeli gyakoriság értékeit (Grasselly, 1971 és Mason, 1958 nyomán) vettem alapul, ilyen esetben a feltüntetett értékeket dőlt karakterrel írtam. Az értékelés jobb áttekinthetősége érdekében nyilakkal jeleztem a mintákban mért elemkoncentrációknak a gyakoriság-értékektől való eltérése irányát. A természetes radioizotópok fő forráselemeinek (K, Th, U) adatait szürke háttérkitöltéssel hangsúlyoztam.

27

2.A. táblázat. Az egyes rodokrolit-típusok fő- és nyomelemtartalma (zárójelben az elemzett minták száma) Kőzettípus I. telep I. telep II. telep → Fekete Zöld Szürke Feketepala Elem rodokrolit rodokrolit rodokrolit [m/m%] ↓ 8,66 (15) 1,93 (15) 8,88 (15) 22,90 2,70 (15) 2,73 (15) 1,05 (15) 0,21 (15) 0,25 (15) 17,48 Ba ↓ [ppm] 473 (15) 131 (15) Sr 269 (15) Co 37 (9) Cu 44 (15) Ni 52 (15) Zn 34 (15) Pb 4 (14) Sc 2 (14) Cr 48 (13) As 1,2 (11) Hf 3,3 (11) Th 0,83 (11) U 42 (8) Rb 46 (14) La 153 (14) Ce 45 (3) V 3 (3) Mo Si Al Fe Mn Ca Mg K Na P CO2

9,79 (14) 1,24 (14) 7,94 (14) 19,38 (14) 1,71 (14) 1,25 (14) 1,77 (14) 0,17 (14) 0,20 (14) 15,80 (14) 170 (14) 93 (14) 217 (14) 33 (10) 24 (8) 65 (14) 29 (14) 4 (13) 22 (13) 11 (11) 1,1 (13) 2,8 (13) 0,86 (13) 77 (11) 47 (13) 143 (13) -

8,21 (10) 1,55 (10) 13,75 (10) 12,75 (10) 7,91 (10) 1,76 (10) 0,73 (10) 0,23 (10) 1,18 (10) 22,24 (4) 263 (10) 608 (10) 141 (10) 32 (9) 28 (10) 36 (10) 23 (10) 4 (8) 29 (10) 63 (10) 1,0 (4) 3,5 (4) 1,22 (4) 33 (2) 46 (10) 119 (10) 60 (6) 4 (6)

21,20 (14) 4,14 (14) 5,96 (14) 3,12 (14) 5,25 (14) 1,34 (14) 1,26 (14) 0,44 (14) 0,18 (14) 6,87 (13) 335 (16) 265 (16) 131 (16) 100 (15) 58 (16) 88 (16) 21 (16) 10 (14) 74 (14) 53 (14) 2,5 (13) 8,8 (14) 1,94 (14) 79 (11) 39 (14) 145 (14) 101 (1) 4 (1)

PAAS

UCC

Értékelés

39,3 11,3 3,5 0,09 0,9 1,3 3,1 0,9 0,07 650 200 20 45 60 85 20 5 200 2 5 14,6 3,1 160 38,2 79,6 140 1

44,2 9,1 2,4 0,06 3,0 1,3 2,8 2,9 0,07 550 350 17 45 44 71 17 5 200 2 5,8 10,7 2,8 112 30 64 107 1

↓ ↓ ↑ ↑↑ ↑ N ↓ ↓ ↑ ↓ ↓,↑, fpN ↑↑ N, fp↑ N N N N, fp↑ ↓ ↑↑ ↓ ↓ ↓ ↓ ↑ ↑ ↓, fp N. ↑

Természetesen a 2.A. táblázat adatait korlátozott mintaszámon alapuló átlagértékként kell kezelni, melytől jelentős lokális eltérések lehetnek. Így a Mn esetében nedves kémiai elemzéssel termelési célból vizsgált, a főtelep valamennyi rodokrolit-típusát felvonultató mintasorozat szélsőértékei 13 és 32 % között szórnak. (Az értékesített végtermék átlag Mntartalma 26,3 m/m %.) A 2.A. táblázat értékelő oszlopában a nyilak értelemszerűen növekedést illetve csökkenést jelentenek a referenciaértékekhez képest. Az N („neutrális”) betűjel arra utal, hogy nem történt szignifikáns változás. Helyenként el kellett különíteni a feketepala értékelését a rodokrolitokétól, ilyen esetben külön fp előjelet alkalmaztam. A referenciaértékekhez képest a Mn és a Fe koncentrációk nagyok, míg a Si és Al koncentrációk kicsik, nyilván a Mn, Fe térnyerése miatt. A P dúsulása szembetűnő, különösen az 1.2.3. pontban leírtak szempontjából. Tekintettel arra, hogy egyes nyomelemek (Co, As, Ce) koncentrációja is anomálisan nagy, mások koncentrációja pedig szignifikánsan eltér a feketepalában és rodokrolitban (Cu, Sc) áttekintettem az archív geokémiai adatbázisokat, különösen a nyomelemvizsgálatok adatait és a korábban meghatározott korrelációs együtthatókat (Polgári et al, 2000). A nyomelemek jelentősége nagy a radiológiai kutatásban, mivel egyes nyomelemek anomális koncentrációja a radioizotópokat is hordozó ásványokhoz kötődik, mint a monacit példáján erre már utalást tettem az 1.2.4. pontban. Meg kell állapítani továbbá, hogy a földkérgi természetes radionuklidok elemei a képződmény átlagában egyáltalán nem mutatnak anomális dúsulást, sőt inkább jellemzően csökkenést. Ezért szükségesnek láttam az egyes mintákra vonatkozó irodalmi adatok újraértékelését, amit a 2.1.2. pontban közlök. Az archív ásványtani vizsgálatok összefoglalását Polgári és szerzőtársai végezték el (Polgári et al 2000). Az ÚMF jellemző ásványos összetételére vonatkozó adatokat a 2.B. táblázatban foglaltam össze. Legújabban 2006-2009 között az Eötvös Lóránd Tudományegyetem Ásványtani Tanszékén végeztek a teljes karbonátos szelvényen részletes ásványtani vizsgálatokat (Cora et al 2007, Weiszburg et Cora 2009, Cora, 2009), melynek során kifejezetten U- vagy Th hordozó ásványt a rodokrolitból és a feketepalából nem mutattak ki.

2.B. táblázat. Az ÚMF jellemző képződményeinek ásványos összetétele Polgári et al (2000) nyomán Kőzettípus Isztiméri Mészkő F. Bocskorhegyi Tagozat Fekü feketepala Zöld-szürke rodokrolit fehér foltokkal Zöld-szürke rodokrolit szürke kőzetrésze Barna rodokrolit

Ásványos összetétel, Polgári et al (2000) Q, Rk, Gh, Ru, Fill, Il Fill, Sm (Mo), Gl, An, Ru, Cl, G, Dol, Py, Q, Fp, Ze, Klin, Heu Q, Fill, (Gl, Sze), Sm, Cl, G, Ru Rk, Q, Py, Fill, (Gl, Sze), Ko, (Sm, Mo) Rk, Fill, (Il), Gh, Ru

Barna rodokrolit rétegei közötti zöldesszürke és fekete kőzetrész Barna, finom- és durvasávos rodokrolit Fekete rodokrolit Barna-szürke rodokrolit szürke kőzetrész Barna-szürke rodokrolit barna kőzetrész Zöld, durvasávos rodokrolit Szürke-zöld rodokrolit szürke kőzetrész Szürke-zöld rodokrolit zöld kőzetrész Szürke vastagpados rodokrolit Köztes feketepala a főtelep közvetlen fedőjében Köztes feketepala (vastagpados) Köztes feketepala II. telepi rodokrolit Fedő feketepala

Rk, Fill, (Gl), Gh Rk, Gh, Fill, (Gl), Sm (Mo) Rk, Sm, Fill, G, Py, An, Q, MnO2 Rk, Ca, G, Fill Rk, Py, An, G, Fill (Gl), Q Rk, Fill (Gl, Sze), Hm Rk, Sm, Py, Gl, An Rk, Fill (Gl, Sze), Gh, Q Rk, Py, Fill (Gl, Sze), Ze (Klin), Cl Q, Py, Fill (Il, Gl, Sze), Szid, Ze (Klin), Heu, Mor, Sm (Mo), Dol, Ank, Ru, G, Cl Q, Ca, Py, Sm (Mo), Fill (Il, Gl, Sze), Dol, Szt, G, Cl, Ru, An Q, Ca, Sm (Mo), MnO2, Py, Dol, Ank, Cl, Ze (Klin), G, Szd, Fill (Il), Ru, Cl Szid, Rk, Ca, Py, Fill Q, Ca, Py, Dol, Ank, An, Fill

Jelmagyarázat: An:anatáz Ank:ankerit Ca:kalcit Cl:klorit Dol:dolomit Fill:10 Á filloszilikát Fp:földpát G:gipsz Gh:goethit Gl:glaukonit Heu:heulandit Hm:hematit Il:Illit Klin:klinoptiolit Ko:kaolinit Mo:montmorillonit Mor:mordenit Py:pirit Q:kvarc Rk:rodokrozit Ru:rutil Sm:szmektit Sze:szeladonit Szid:sziderit Szt:sztilbit Ze:zeolit

1.2.6. Nyomelem‐ és ritkaföldfém‐vizsgálatok  Az ÚMF-ban előforduló nyomelemek meghatározása néhány korábbi tájékoztató jellegű adatgyűjtés után a Magyar Állami Földtani Intézet (MÁFI) kezdeményezésére 1966-67-ben kezdődött, fő célja hasznosítható elemdúsulás kimutatása volt. 147 mintát gyűjtöttek, melyeket 16 illetve 32 elemre vizsgáltak. A kutatás pozitív eredménye a foszforitos rétegekben mutatkozó jelentős ritkaföldfém (RFF) tartalom kimutatása volt. Az 1960-as évek közepén a ritkaföldfémek iránti igény növekedése miatt az OÉÁ (Országos Érc- és Ásványbányák) és a NEVIKI (Nehézvegyipari Kutatóintézet) 1969-70-ben ipari méretű kutatást végeztetett az úrkúti és eplényi mangánérc-bányákban. A vizsgálatokhoz fúrásokból, bányabeli szelvényekból és a zárt technológiai folyamat anyagáramából gyűjtöttek mintaanyagot. Már a kutatás kezdeti fázisában kiderült, hogy a RFF-tartalom a Pés a Y- tartalommal mutatnak korrelációt. A csekély mennyiségi és minőségi jellemzők miatt hasznosításra nem került sor. A tájékoztató jellegű nyomelem-kutatásban 1960 és 1977 között több mint 500 minta színképelemzését végezték el. A RFF-ek geokémiai jellemzését az oxidos és karbonátos telepszelvényekből 109 minta alapján Grasselly és Pantó (1988), majd 224 minta alapján Polgári et al. (2000) készítették el. A bakonyi mangánércekre vonatkozó törvényszerűségnek tekinthető, hogy a RFF-tartalom az oxidos telepekben nagyobb, mint a karbonátos telepekben, továbbá az egyes teleptípusokon belül is a nagyobb agyagtartalmú mintákban mutatkoztak a nagyobb RFF-értékek. A RFF-ek területi eloszlását tekintve azonban szabályszerűséget nem lehetett felismerni.

1.2.7. Természetes radioizotópok előfordulása az ÚMF kőzeteiben  A II. világháborút követően szinte azonnal (1947-ben) megkezdődött Magyarországon is az anomális radioaktivitású kőzetek azonosítása és kutatása, továbbá a már művelés alatt álló nyersanyagok radioaktivitásának ellenőrzése (Barabás in Szakáll et Morvai, 2002). Utóbbi célból az első mintát Úrkúton tudomásunk szerint Vámos gyűjtötte az 1950-es évek elején. A minta az oxidos telepcsoportból származó kékesfekete, kemény, darabos oxidos gumó („stükérc”) volt, melyet a vizsgálatok a háttérsugárzást tízszeresen meghaladó β-aktivitással jellemeztek (Méhes, 1955). Ez alapján 1952-ben Méhes 38 db mintát gyűjtött be az úrkúti bánya kőzeteiből, s ezek β-aktivitását GM-számlálócsővel vizsgálta, de hasadóanyagkutatásra érdemes anomáliát nem tapasztalt. A mért aktivitás átlagosan a háttérsugárzás kétszeresét sem haladta meg. A Vámos-féle minta kiugró aktivitás-értékét a korabeli

ércgenetikai

elméletnek

megfelelően

a

folyótorkolati

üledékképződés

viszonyaival

magyarázta, s megjegyzi, hogy a deltától távolabb kisebb radioaktivitás várható. Munkájában piemonti és ilmenaui mangánérceket is vizsgál és megállapítja, hogy azok viszont egyáltalán nem radioaktívak. Megjegyzi továbbá, hogy az úrkúti mangánérc radioaktivitása meghaladja egyes dunántúli kőszenekét és a gánti bauxitét. (Méhes, 1955) Meg kell jegyezni, hogy a mintagyűjtés időpontjában (1952) a karbonátos mangánércet (rodokrolitot) még nem ismerték fel (Noszky et Sikabonyi, 1953), Méhes munkájában szereplő mintalistában ezért nem is szerepelhet ilyen. A mintalista kőzetleíró részében utólagosan sem feleltethető meg egyik minta sem rodokrolitnak. A feltüntetett mintavételi helyek 1952. évi bányatérképi adatait figyelembe véve, nem is találkozhattak a mintagyűjtők rodokrolittal. A vizsgált minták részben az oxidos ércek valamely változatát, részben annak mellékkőzeteit jellemzik. Az 1.2.6. pontban ismertetett nyomelem és ritkaföldfém-vizsgálatok során több mintán történt U- és Th-meghatározás neutron-aktivációs módszerrel. Ezek eredményeinek átlagát a 2. táblázatban szürke kiemeléssel jeleztem. Kiemeltem továbbá a K-tartalmat, mint a

40

K

radioizotóp forrását. Mivel témám szempontjából a teljes képződmény átlagán kívül a lokális anomáliák is jelentősek lehetnek, az archív adatbázisok elemzésére volt szükség. Polgári et al (2000) monográfiájában közölt adatok alapján részletesen vizsgálható a képződmények K, Th és Utartalma. Külön vizsgáltam a rodokrolitok és az oxidos mangánércek mintáit. A monográfiában összesen 50 db olyan rodokrolit minta található, amelynek gyűjtési körülményei részletesen dokumentáltak és mindhárom elemre vizsgálták. Ezeknek a mintáknak a vizsgálati eredményei az egyes képződménytípusokra átlagolva az alábbi eredményt adják (3. táblázat). 3. táblázat. Az egyes rodokrolit-típusok K-, Th-, U-koncentrációjának átlagai Képződmény

K

Th

U

(m/m%) (ppm) (ppm)

II. telepi zöld-szürke rodokrolit

1,10

3,4

1,4

Szürke rodokrolit

0,58

2,2

1,5

Zöld, szeladonitos rodokrolit

2,29

1,8

0,6

Barna és fekete rodokrolit

1,03

3,2

0,8

Zöld-szürke rodokrolit

1,73

3,9

1,3

Agyag, agyagmárga

1,21

8,4

1,9 32

A zöld, szeladonitos rodokrolit K-tartalma a szeladonit összetételét ismerve nem meglepő, de az U és Th nem mutat képződménytípushoz kötött dúsulást. A 3. táblázat alapján megállapítható, hogy jelentős Th- vagy U-anomália a rodokrolitos sorozaton belül nincs, illetve a feketepalában a földkérgi átlagos elterjedés értékének megfelelő. A K átlagos koncentrációja a zöld érctípusban nagyobb. A rodokrolit zöld lamináinak színét adó agyagásvány azonosítása során glaukonit-szeladonit vita alakult ki (Kaeding et al, 1982, Varentsov et al 1988, Polgári 1993, Polgári et al 2000, Weiszburg et al 2004) s ennek tisztázása telepgenetikai jelentőségű kérdésnek bizonyult, ezért készültek részletes vizsgálatok külön a zöld agyagfázisból. Ennek K adatai jelzik, hogy a Keredetű gammaforrás jó eséllyel ehhez a fázishoz köthető. A Th és U adatai azonban nem hordoznak többletinformációt az eddigiekhez képest (4. táblázat) 4. táblázat Zöld rodokrolit archív K, Th, U adatai Képződmény

K

Th

U

(m/m%) (ppm) (ppm)

Zöld rodokrolit kezelés nélkül

7,01

4,0

2,2

Zöld agyag

6,95

2,3

0,6

Szeparált zöld fázis szürke-zöld rod.-ból

4,085

n.a.

n.a.

Tekintettel arra, hogy a főtelep felső harmadában elterjedt zöld rodokrolit szeladonittartalma nagy, kifejlődési vastagsága 1-3 m közötti, K-eredetű gamma-forrásként számításba kell venni. Összefoglalva megállapítható, hogy a rodokrolitos sorozat archív geokémiai adatai alapján a gamma-forráselemek, különösen a K elterjedése jól lehatárolható, azonban az U- és Th-forrás lehatárolása a kis koncentrációk miatt nem lehetséges.

1.2.8. A magasfedő üledékvizsgálatainak irodalmi adatai  A dogger korú Eplényi Mészkő Formáció (1. ábra) részletes ásványtani és szedimentológiai vizsgálatát Pekker végezte el (Pekker, 2005). Vizsgálatai során kifejezetten U- vagy Thhordozó ásványt nem talált. Kémiai elemzés a formáció típusrétegeiről nem készült. Úrkút körzetében a kréta és eocén képződmények esetében irodalmi adatot a földkérgi radioizotóp-tartalomra vonatkozóan nem találtam. Ez alól az Ajkai Kőszén Formáció (ABF) 33

jelent kivételt, melyet potenciális U-ércként vizsgáltak 1990 előtt. A vizsgálatok során észlelt átlagos U-koncentráció 40 ppm-nek adódott (Majoros in Szakál et Morvai, 2002). Meg kell jegyezni, hogy a vizsgált bányaüzem földalatti terei nem harántolják közvetlenül az ABF rétegsorát, így gamma-aktivitást vagy közvetlen exhalációból eredő radon dúsulást sem okozhat a vágatokban, vizsgálni kell viszont a fejtési felszakadások üregrendszere által elért kőszéntelep-részekkel való esetleges kommunikáció lehetőségét. Ezzel részletesen a 2.4. fejezetben foglalkozom.

1.2.9. A mangános agyag archív vizsgálati adatai  Az ÚMF Mn-lamellit típusú képződményében a nagy Mn-tartalmú, nagy fajsúlyú, kemény rétegek puha, kisebb Mn-tartalmú tarka agyagrétegekkel váltakoznak, amelyek vastagsága néhány cm-dm nagyságrendű. Ezt az érctípust fizikai úton (vizes mosással) dúsították nagyobb értékű terméket állítva elő, egyszersmind leválasztva az agyagos összetevőket. A dúsításból visszamaradt zagy jelenti a mangános agyagot (MA), melyet három felszíni tározóban halmoztak fel 1924-1997 között, több, mint 20 ha területen. A tározók Szabó számításai (Szabó, 2006) szerint összesen 2,8 millió tonna MA-t tartalmaznak. Átlagos mélységük 7-12 m. A MA fekete színű, finom szemcsés, ragacsos, vályogszerű anyag. Fizikai jellemzői a mesterséges ülepítés körülményeiből adódnak, ami nagymértékben hasonlít a folyó által szállított üledék lerakódásához. A durvább szemcsék a betápláló csővezeték végpontja közelében rakódtak le, ettől távolodva egyre finomabb frakció található. A szemeloszlási vizsgálatok eredményei szerint átlagosan az anyag mintegy 75 %-a 0-5, 98 %-a 0-63 μm szemnagyság-tartományba tartozik. A tározók alatti eredeti talajt (barna agyag, lösz) elért fúrások jól elkülönülő talpszintet tártak fel, jelentős bemosódási nyomok nélkül. Fontos fizikai jellemző a mangános agyag víztartalma, amely a tapasztalatok szerint 40-55 V/V %, tehát képlékeny anyagról van szó. Viszont mindhárom tározó eredeti felszíne kemény, gépjárművel járható. A felszíni 1-1,5 m vastag kemény réteg alatt nő meg a víztartalom ugrásszerűen. Jellemző, hogy nyers állapotban depónián tárolva, néhány cm vastag felületi száradás már megvédi a készlet belsejében levő anyagot a kiszáradástól és gyakorlatilag évek múlva is azonos marad a nedvességtartalma (Farkas et Vigh 2006). A MA ásványos és kémia összetevőiről előzetesen irodalmi adatok álltak rendelkezésre, melyeket a 5. és 6. táblázatban foglaltam össze (Polgári et al 2000) 34

5. táblázat. A MA ásványos összetevőinek archív adatai DTA-vizsgálatok alapján [m/m%] Mangánásványok Vasásványok Agyagásványok Egyéb ásványok

16-21 23-27 45-55 5-9

Piroluzit, manganit, kriptomelán Goethit, limonit, hematit Szmektit, illit, szeladonit, kaolinit Kalcit, dolomit, kvarc, gipsz, apatit

6. táblázat. A MA kémiai elemzésének archív adatai nedves kémiai vizsgálatok alapján [m/m%] SiO2 29,0-33,0 CaO 3,0-7,0 TiO2 0,3-0,4 MgO 2,0-4,0 Al2O3 6,0-10,0 K2O 2,0-3,0 Fe2O3 22,0-26,0 Na2O 0,2-0,3 MnO2 13,0-19,0 P2O5 0,4-0,5 MnO 2,0-3,0 Corg 1,0 BaO 0,05-0,1 Izz.veszt. 8,5 Jelentősebb As,B,Cd,Co,Cr,Cu,V,Li, nyomelemek Ni,Pb,Zn,Sr,Sc,Be Részleges vegyelemzés: Mn Fe SiO2 P S 10-13 15-18 29-33 0,2 0,1 Az elemzések alapján az alábbi előzetes következtetéseket lehet levonni: -

A mangános agyag összetevői a mangánérchez képest a dúsítási folyamat során nem változtak, csak az arányok.

-

A mangános agyag csak az ásványi eredetű érc természetes anyagait tartalmazza, másodlagos vegyi átalakulás nem következett be.

-

Az elvégzett vizsgálatok szerint nem tartalmaz veszélyes, toxikus anyagokat a megengedettnél magasabb arányban.

-

Az ásványos összetevők stabil, oxidos alakban vannak jelen, ezért további vegyi átalakulás (pl. agresszív szulfidos reakciók kialakulása) nem várható.

-

A kémhatása semleges, helyenként gyengén lúgos (pH = 7,0 – 7,7).

Tehát a természetes eredetű érc és karsztvíz keveréke természetes anyagként fogható fel.

35

1.3.A LEVEGŐ MOZGÁSA A BÁNYÁBAN  A föld alatti művelésű bányák szellőztetési és más biztonsági szempontok miatt, jogszabályi követelményként legalább kettő külszínre nyíló kijárattal rendelkeznek (ÁBBSz, 1982). Emiatt a bányában mindig létrehozhatók olyan útvonalak, amelyek mentén a levegő áramoltatását biztosítani lehet, a természetes depresszió útján és/vagy mesterségesen, ventilátorokkal. Mivel az üregrendszer és a légáramlás paraméterei a legtöbb esetben jól mérhetőek, ideális terepet jelent áramlástani makrorendszerek tanulmányozására. A bányászatban az ilyen irányú kutatások igen régre tekintenek vissza, Magyarországon a XX. sz. közepétől második harmadának végéig teljesedtek ki, a jelenségeket leíró magyar nyelvű irodalom is e korból meríthető. A radon bányászati üregekben történő viselkedésének vizsgálata során számos paraméter jobban megismerhető, mint egy barlang szabálytalan üregrendszere esetén. Bizonyos paraméterek esetenként szabályozhatók (légsebesség), ami további kísérletek elvégzésére ad lehetőséget. Általános esetben egy bányában többnyire mérhető: -

a teljes rendszeren vagy annak egyes szakaszain a végpontok között fellépő nyomáskülönbség (depresszió, villamos hálózati analógia szerint „feszültség”),

-

légsebesség az egyes bányatérségekben, ami a bányatérség keresztmetszeti felületének szorzatával megadja a légáram nagyságát („áramerősség”),

-

a bányavágatok keresztszelvényei, a falfelületek jellege („ellenállás”),

-

az áramló közeg fizikai paraméterei (hőmérséklete, nyomása),

-

az áramló közeg kémiai összetétele, szilárd, folyadék és gázfázisokban (portartalom, páratartalom, gázösszetevők).

A fenti paraméterek megismerése a bányaüzem számára részben előírás, részben alapvető munkavédelmi érdek. Ezért a bányaüzemek ezekre a mérésekre műszakilag fel vannak készülve, valamint teljes működési idejükre kiterjedő adatbázisokkal rendelkeznek a mért értékekről. Ezek feldolgozásával egyrészt képet alkothatunk a gázfázis általános viselkedéséről a bányatérségekben, kidomborodnak az esetleges szezonális változások jellegei, másrészt pedig elősegítik a radonmérések tervezését illetve az eredmények értékelését. Több éves vagy évtizedes ciklusok vizsgálata esetén mindez a bányaművelési változások figyelembe vételét is igényli. 36

A bányalevegő viselkedésének alapvető összefüggéseit széleskörű irodalma alapján foglaljuk össze. A levegő a többi gázhoz hasonlóan, hőmérsékletének 1 °C-kal történő emelkedése esetén kezdeti térfogatának 1/273-ad részének megfelelő mértékben tágul, illetve ugyanígy, hűtése esetén a térfogata csökken, feltételezve, hogy száraz állapotban van (Maercks 1953). (Áramlástani vizsgálatok során a bányalevegő nedvességtartalmát el szokták hanyagolni, természetesen termodinamikai célú vizsgálat esetén nem.) Mivel a bányák a földkéregbe hatolnak, ahol a geotermikus gradiensnek megfelelő kőzethőmérséklet-növekedés lép fel a mélységgel elméletileg lineárisan (de az adott kőzet tényleges hővezető képességétől függően a linearitás meredeksége rétegenként változhat), a kőzetek hőfluxusa következtében az üregekbe vezetett levegő hőmérséklete is változik (Boldizsár 1943). Ennek mértéke a levegő kiinduló hőmérsékletének és a kőzethőmérsékletnek a függvénye, továbbá függ az üregben történő légcsere sebességétől és az adott kőzet hővezető képességétől. Ha a kőzethőmérséklet ≈35-40 °C, akkor a kőzet és a légáram hőmérsékletének különbsége általában nem haladja meg a 4-5 °C-ot. (Bende et Cifka, 1974). Magyarországon a geotermikus gradiens átlagosan 5 °C/100 m (Juhász, 1976, Bobok, 1987), tehát 8 °C felszíni éves átlagos hőmérséklet esetén kb. 450 m-es mélységben lép fel az a hatás, amikor a kőzet és a levegő hőmérséklete a bányában a 4-5 °C-nál nagyobb mértékben eltér egymástól. Ezért a geotermikus gradiensből lineárisan számítható kőzethőmérséklet alapján az adott mélységben várható bányalevegőhőmérséklet Magyarországon egyszerű közelítésben a T = H × G × 10-2 + t0 képlettel adható meg, ahol T

a bányalevegő hőmérséklete [°C]-ban

H

a mélység [m]-ben

G

a geotermikus gradiens értéke dimenzió nélkül

t0

felszíni hőmérséklet [°C]-ban

Ebből a levegő hőmérsékletének változása dT = T - t0

37

A valóságos (mért) érték ennél többnyire kisebb lesz, mivel a gyakorlatban az összefüggés nem lineáris a földkéreg inhomogenitásai, a kőzetek hővezető képességének eltérései miatt, továbbá függ a légcsere sebességétől (önhűtő hatás). A levegő térfogatváltozása a fentiek alapján dV = dT/273

,

ahol dV

a levegő egységnyi térfogatváltozása

dT

a levegő hőmérsékletének változása,

Irodalmi adatok alapján a levegő térfogatváltozása nyáron +5 %, télen +15 % körüli érték is lehet (Szkocsinszkij et Komarov, 1951). Ha a külszíni levegő hőmérséklete alacsonyabb, mint a bányában felmelegedő levegőé, ezáltal a külszíni levegő sűrűsége nagyobb, a külszíni levegő beáramlik a bányába, az ott felmelegedett levegő pedig a külszín felé nyomul. Ez a természetes szellőztetés, ami nagyban függ a külszíni hőmérséklettől, valamint a bánya kijáratai között fellépő nyomáskülönbségtől (Boldizsár eds 1964). Ezt a természetes szellőztetést az indikáló paraméterek erős időbeli függése miatt a belélegezhető bányalevegő minőségének fenntartása érdekében gépi szellőztetéssel kell kiegészíteni, amíg a bányában személyek tartózkodnak.

1.3.1. Az áthúzó légáram felosztása, jellemzői  A bánya legalább kettő kijáratát összekötő vágatokban fellépő, részben természetes, részben mesterséges légáramot áthúzó légáramnak nevezzük. Az áthúzó légáram az egyik külszínre nyíló főfeltáró bányatérségen (akna, lejtős akna, táró) keresztül lép be a bányába, ezt hívjuk főbehúzó légáramnak. A főfeltáró bányatérséget elhagyva a légáramot megfelelő terelő berendezésekkel szétosztják, a továbbhaladó légáramokat behúzó légáramnak nevezzük. Attól kezdve, hogy a behúzó légáram művi szennyező forrással találkozik (termelő munkahely), további haladási útvonalán kihúzó légáram a neve. A kihúzó légáram, miután belép a másik főfeltáró bányatérségbe, illetve egyesül a bánya más részeiből érkező kihúzó légáramokkal, főkihúzó légáramként lép ki a felszíni atmoszférába.

38

Az áthúzó légáram fontos jellemzője, hogy bizonyos mértékig minden esetben létrejön, függetlenül a gépi szellőztetés üzemétől. A természetes áthúzó légáram mértéke elsősorban az alábbiaktól függ: - a külszínre nyíló főfeltáró bányatérségek nyílásai közti nyomáskülönbségtől, - a bányabeli és a külszíni levegőhőmérséklet különbségétől, - az áthúzó légáramot biztosító vágatrendszer keresztmetszetétől. Mivel a bányában a vágatok keresztmetszete nem állandó, valamint a „csőellenállást” a kanyarok, zegzugok, kereszteződések és a felületi érdesség befolyásolja, a számítások során szükséges egyetlen, a teljes bányát jellemző értéket felvenni. Ezt ekvivalens szelvénynek nevezzük. Az ekvivalens szelvény olyan kör alakú nyílás területe, amelynek ellenállása azonos nyomás és légáram-erősség mellett a bányavágatok össz-ellenállásával egyenlő (Boldizsár ed, 1962). Az ekvivalens szelvény számítása: A = 0,38 Q / Δp1/2 ahol: A:

az ekvivalens szelvény [m2]

Q:

a főkihúzó légáram [m3/min]

Δp:

nyomáskülönbség a főkihúzó és főbehúzó légáram között

Általános szabálynak tekinthető, hogy az áthúzó szellőztetés akkor megfelelő, ha A ≥ 1 [m2] Ellenkező esetben a vágatállapot javításával (keresztmetszet növelésével), illetve a mesterséges szellőztetés műszaki paramétereinek változtatásával kell beavatkozni. Az áthúzó szellőztetésben részt vevő vágatok hálózatát a rajtuk keresztülhaladó légáramok feltüntetésével gráfszerűen ábrázolják, ennek neve szellőztetési törzsfa.

1.3.2. Különszellőztetett bányatérségek  A bányákban a kihajtás alatt álló vagy funkciójuknál fogva egykijáratú bányatérségek szellőztetési szempontból zsákutcák, melyekben áthúzó szellőztetést nem lehet megvalósítani. Ezeket, amennyiben hosszuk nem haladja meg a bányabiztonsági szabályzatban rögzített hosszat (ennek mértéke a vágat dőlésszögétől és a sújtólégveszélytől függ), diffúziós úton szellőztetik. Amennyiben a vágat a kritikus mértékűnél hosszabb, az áthúzó légáramból leágaztatott légárammal kell szellőztetni. Az ilyen szellőztetést nevezzük parciális, más néven 39

különszellőztetésnek. A különszellőztetés általában ventilátorral, légcsőrakaton keresztül történik. Lehet szívó és fúvó üzemű (ritkán vegyes üzemű). A különszellőztetés alapelve, hogy a még áthúzó légáramban elhelyezett ventilátor az áthúzó légáram egy részét elvonja, és azt az egykijáratú bányatérség végpontjába juttatja a légcsőrakaton keresztül. A ventilátor által mozgatott légáram hatására a vágatban azonos térfogatáramú légáram indul meg, így a vágat térfogatát kitöltő levegőmennyiség folyamatosan cserélődik. A vágat áramlástani szempontból egy kettős falú csőként viselkedik, ahol a külső és belső csőben ellentétes irányú a közeg mozgása. Fontos, hogy az áthúzó légáramból különszellőztetés céljára elvont légáram az áthúzó légáramnál kisebb legyen. Így biztosítható, hogy az egykijáratú bányatérség levegőjének összetétele közelítsen az áthúzó légáram összetételéhez, illetve az egykijáratú bányatérségben keletkező szennyezések (por, robbantási gázok, bányagázok - sújtólég, radon stb.) a lehető legrövidebb idő alatt felhíguljanak.

1.3.3. A radon kijutása a bányalevegőbe  A radon közvetlenül a kőzetekben lévő rádiumból keletkezik, ezért mennyiségét elsősorban az anyag 226Ra aktivitás-koncentrációja határozza meg. A radon alfa-bomlással keletkezik a 226Ra-ból: 226 88

4 Ra → 222 86 Rn + 2 He + (γ )

Ahol: 4 2

He - alfa-részecske,

(γ ) - a bomlást kísérő gamma-sugárzás. A kőzetekben a rádiumatomok a szilárd anyagba épültek be, így a belőlük keletkező radon csak úgy képes a földalatti terekbe jutni, ha ki tud lépni a szilárd anyagból a kristályok és a talaj szemcséinek pórusai közé.

40

3. ábra. A radon szemcséből való kijutásának folyamatai Tanner szerint (Balogh K et al 1994 nyomán) Az anyaelem bomlásakor a kristályrácsban keletkező radon legfőképpen visszalökődés által kerülhet a pórustérbe (direkt visszalökődési hányad). Azonban a radon atom általában nagyobb mozgási energiával rendelkezik, mint ami a pórustérbe jutáshoz szükséges, emiatt igen valószínű, hogy becsapódik a szemközti szemcsébe és ott fékeződik le. Az így megállított radon atom az általa roncsolt csatornán keresztül víz oldás révén juthat ki a pórustérbe (indirekt visszalökődési hányad) (3. ábra). Amennyiben a pórustér részben vagy teljesen telített vízzel, az már képes elnyelni a mozgó radon atom energiáját, így nagyobb valószínűséggel a pórusvízben marad, ahonnan lehetősége nyílik kidiffundálni a pórusközi térnek levegővel töltött részeibe (Balogh K et al 1994). A pórustérbe kijutott, és a kristályokban keletkezett összes radon atomok számának hányadosa az emanációs tényező (ε). Az emanációt befolyásoló tényezők elsősorban kőzetfizikai jellegűek: -

Sűrűség: a sűrűségtől függően a radon a szilárd anyag 20-70 nm-es mélységéből képes kijutni a pórustérbe.

-

Szemcseméret: nagyobb méretű szemcsék esetén több bomlás történik a 20-70 nm-nél nagyobb mélységben, így ez csökkentő hatással van az emanációra. 41

-

Nedvességtartalom: a pórusközi víz lassítja a kijutott radon atomot, így olyan részecskék is a pórusközi térbe kerülnek, melyek mozgási energiájukat tekintve a lassító hatás nélkül átjutnának egy másik szemcsébe. A pórusok közötti nedvesség tehát növeli a direkt kijutások számát. A jelenlevő víz azonban oldja a radon gáz egy részét, valamint a radon diffúzióját is gátolja, így a nagy víztartalom már gátolja a radon gáz kiáramlását.

-

Porozitás: minél porózusabb egy anyag, annál nagyobb az egységnyi tömegre jutó felület, és annál nagyobb az esély arra, hogy a rádium alfa-bomlásakor keletkező radon kijut a szemcséből.

-

Rádium-eloszlás: az emanációt az is befolyásolja, hogy a

226

Ra eloszlása mennyire

homogén, illetve lokálisan mennyire halmozódik fel. A pórusközi térbe kijutott radon mozgását a talajban két fizikai folyamat határozza meg: - a diffúzió, mely a koncentrációkülönbségen alapul, - a pórusokat kitöltő közeg (folyadék, gáz) mozgása, amely magával viszi a radont (advekció). A felszín alatti radon-transzport a következő egyenlettel írható le: r dC = Deff ∇ 2 C − ∇ (v C ) − λC + φ dt

Ahol: C - radon pórustérfogati koncentrációja, Deff - radon effektív diffúziós együtthatója, r v - szállító közeg sebessége, λ - radon bomlási állandója, φ - forrástag. Első tag a diffúziót, második az advekciót, harmadik a bomlást, negyedik pedig a radon források hatását jellemzi. A földalatti radon transzportnak kiemelt jelentősége van a földalatti légterekben való változások nyomon követésében. A légtérbe kiáramló radon fluxusa (exhaláció) az egységnyi felületen, egységnyi idő alatt kiáramló radon aktivitása. Az exhaláció mértékegysége Bq/m2s. Az exhalációt közvetlenül és közvetve befolyásoló tényezők: 42

-

a pórusközti tér radon-koncentrációja,

-

a talaj gázáteresztő képessége,

-

a talaj nedvességtartalma,

-

a talaj szemcseszerkezete,

-

az emanációs tényező,

-

a napszak,

-

az évszak,

-

az időjárási viszonyok,

-

árapály effektus.

A fentiek alapján látható, hogy a bányabeli kőzetek természetes radioaktivitásán kívül számos paraméter

befolyásolja

a

bányalevegőben

kialakuló

radontartalmat.

Ezért

a

kőzetvizsgálatokon kívül az emanációs tényező és az exhaláció meghatározására is törekedni kell.

1.4.A VÍZFÖLDTANI VISZONYOK  A természetes radionuklidok és leányelemeik a kőzetekből a bennük tárolt vízbe oldódnak, majd a vágatokban megjelenő víztestek közvetítésével, vagy hordozószemcséken kiülepedve, esetleg hordozó csapadékon kiválva az ott tartózkodókra sugárforrásként hatnak. A felszín alatti víz bizonyos gázmennyiséget el tud nyelni. A gázelnyelő képesség a nyomással közel egyenes arányban növekszik, az oldott sótartalom növekedésével csökken, a hőmérséklet növekedésével emelkedik, utóbbi hatásnak a geotermikus gradienssel összefüggésben nagy a jelentősége (Juhász 1976). A radon a vízben különösen jól elnyelődik (Horváth et al, 2006), így a földalatti vizek radonközvetítő szerepe jelentős. Ezért meg kell vizsgálni, hogy a felméréssel érintett bánya szűkebb és tágabb földtani környezetében a felszín alatti vizek honnan származnak, hol tárolódnak, illetve hogyan mozognak (kommunikálnak) az egyes tározókapacitások között, valamint érintkeznek-e olyan kőzettestekkel, melyek anomális rádiumforrásként a radon közvetítését elősegítik. Az említett kommunikáció speciális esete, ha a természetes vizek mesterséges üregekbe kerülnek. Kiemelten fontos vizsgálni, hogy ez esetben milyen kölcsönhatásban vannak a környezet-ember rendszer mesterséges környezeti elemeivel és magával az emberrel, mivel ez a beavatkozás egyik lehetséges terepe. Jelen fejezetben a fentiek úrkúti irodalmi vonatkozásait tekintem át. 43

1.4.1. Archív hidrogeológiai adatok  A vízföldtani előzmények jól követhetők a korábbi fejezetekben már többször idézett mangánérc-földtani monográfia (Polgári et al, 2000), a bányászat történetét feldolgozó munka (Szabó, 2006) és a bányaüzem saját dokumentációs rendszere (vízbetörések nyilvántartása, karsztvízszint-megfigyelés, csapadék- és bányavíz-hozamok adatbázisai) alapján. A hazai vízföldtani irodalom virágkorát kb. 1950-80 között élte, amikor a bányászati fejlesztések megkövetelték a minél alaposabb vízföldtani tanulmányok készítését, melyek alapján monografikus munkák készültek (Ajtay ed. 1962, Martos ed. 1975,). Úrkúton a víztároló kőzetek vízszintjeinek megfigyelése 1953-ban kezdődött (Venkovits 1958). Az 1950-es évek második felétől már előremutató gondolkodásra valló, szakszerűen kivitelezett, az egyes víztározó kőzetekben kialakuló víznívó elkülönített megfigyelésére alkalmas fúrólyuk-hálózat (monitoring rendszer) kialakítására is sor került (Polgári et al 2000). Később az eredetileg kialakított 7 db kút közül 4 tönkrement, helyreállításukra nem került sor, de a maradék 3 a mai napig üzemel, heti megfigyeléssel. A bányaműveletek vízveszélyességét a vízföldtani viszonyok függvényében a kor jelentős hidrogeológus szakemberei vizsgálták (Vigh et al 1959, Ajtay ed 1962, Schmieder et Kesserű 1976).

1.4.2. A vizsgált terület vízföldtani egységei  Úrkút Ajkától K-re mindegy 6 km távolságra a 370-440 mB (méter a Balti-tenger felett) szintek között helyezkedik el. A Déli-Bakony felszíni vízválasztó vonala a községtől K-re húzódik (Tűzkőhegy, Csárdahegy), amely a térségben levő felszín alatti vizek vízgyűjtő területét lényegesen korlátozza. A környék mély völgyekkel szabdalt, keleti, északi és déli irányban magasabb hegyek által körülvett medenceszerű morfológiát mutat. Ez az ún. úrkúti medence ÉNY-i irányba Ajka felé nyitott, így a csapadékot és a bányából kiemelt vizet a Csinger-patak Ajka irányába vezeti el. Úrkút környékének földtani felépítését az érckutatást szolgáló 300-400 m-es mélységű mélyfúrások alapján lehet felvázolni. Ez alapján az eocén, kréta és a jura karbonátos kőzetek játszanak fontos szerepet, a triász képződmények a mondott mélységig csak Úrkúttól távolabb, K-re és É-ra fordulnak elő. Vízföldtani szempontból az úrkúti medence a Dunántúli-középhegység fődolomit karsztvíztároló rendszerétől független rendszer, mivel a kettő között levő Kösseni Márga Formáció vízrekesztő, nagy kiterjedésű képződménye elválasztja. 44

A karsztvíz eredeti nyugalmi szintjét a vizsgált területen 298 mB szinten határozták meg a bányaműveletek megkezdése előtt. Aktív víznívó-süllyesztés a területen nem történt. Fontos rögzíteni, hogy a bánya jelenleg feltárt területei az ún. Nyugati bányamezőre koncentrálódnak (4. ábra), de a korábbi évtizedek kiterjedt műveletei folytán a jelenlegi bányavágatokban megjelenő vizek kommunikációs hatásterülete nagyobb, mint a Nyugati bányamező. Az érctelep közvetlen feküjét alkotó mészkő fontos jellemzője, hogy a vizsgált területen egyik földtörténeti időszak során sem került a felszín közelébe, ezért nem karsztosodott. Szerkezeti kifejlődés szempontjából 3 típusa különíthető el: -

kemény, tömör (elsődleges porozitás np = 0), szálban álló, összefüggő repedésrendszer nélküli, hézagmentes, nem karsztosodott (másodlagos porozitás nsz ≈ 0) kőzet, vízrekesztő közegként működik.

-

np = 0, de tömbösen repedezett (nsz > 0), a repedéseket mangános agyag tölti ki, vízrekesztő rendszert alkotva. Ritkán „csepegő” mennyiségű vizet tárol.

-

tektonikusan igénybevett, gyűrt zónák, amelyekben repedezettség nagy. A kőzet murvaszerű (D = 20-100 mm), np ≥ 0, nsz >> 0. Mindig tárol legalább „csepegő” mennyiségű vizet (0-100 l/p), az eddigi feltárások tapasztalata alapján elterjedése lehatárolható.

A Bányászati Kutató Intézet (BKI) Bányászati Főosztálya szakvéleményében kimondja, hogy a feküoldali mészkőképződmény nem főkarsztvíztározó (Schmieder et Kesserű 1976). „Az alsó-középső-liász mészkősorozat nagy részét tűzköves mészkövek alkotják, amelyek nem karsztosodtak. A tört zónák, a kapcsolódó repedésrendszer és a rétegközök tárolhatnak vizet. A jura mészkősorozat vízföldtani különállását egyértelműen bizonyítja, hogy Ajka irányában 5 km-en belül 120, Padragkút irányában 6 km-en belül 250 m vízszintkülönbség mutatkozott. A hidrogeológiai vizsgálatok a fúrólyukakban 14-30 l/p körüli víznyelőképességet mutattak, amely a kőzet tömör jellegére, kis hézagtérfogatára utal”. (Polgári et al, 2000) – mindezt a bányaüzem földalatti műveleteinek tapasztalatai is alátámasztják. A rodokrolitok és a feketepalák vízföldtani értelemben finoman rétegzett agyagmárgaképződmények. Vizet nem tárolnak, agyagos jellegük miatt vízrekesztő közegként viselkednek. A rodokrolitok lokálisan tartalmazhatnak oxidált padokat, rétegeket. Az oxidos érc ilyen kifejlődése általában nagy sűrűségű, kemény, tömött szövetű, nagy törőszilárdságú, nehezen fúrható, nem vízáteresztő. A tapasztalatok szerint víztárolóként nem jön számításba. Az ÚMF-ra mintegy 40-50 m vastagságban középső jura (dogger) zöldesszürke tűzköves mészmárga települt (Eplényi Mészkő Formáció, EMF). Ez a képződmény korábbi 45

feltáróvágat-kiképzések tapasztalatai szerint kemény, szálban álló, tömött szövetű, nem repedezett, nem karsztosodott kőzet, vizet nem tárol és nem vezet (Takács et Vigh 2004). Az EMF-ra kréta (albai) mészkő települ (ZMF), amely karsztosodott, hasadékos víztároló kőzet, az ajkai bányászat tapasztalatai szerint akár 4000 l/perc vízleadásra képes (Ajtay ed 1962, Kozma, 1991). A ZMF képezi az ajkai kőszéntelep (ABF) feküjét. Az ABF a vizsgált területen, tehát az úrkúti bánya Nyugati bányamezejében ékelődik ki (25. ábra). A vizsgált terület felett az ABF műrevaló részeit lefejtették (Kozma, 1991), a nem műrevaló, peremi kifejlődésű teleprészek agyagosak, vízrekesztő közegként viselkednek. Az ABF felett az eocén nummuliteszes mészkő (SzMF) szintén erősen karsztosodott. A ZMF és a SzMF jelentős vízmennyiséget tárolhat (Ajtay ed 1962, Takács et Vigh 2004, Szabó 2006). A mangánérc-medence átfogó földtani kutatása során egyetlen jelentős szerkezeti zavart okozó vetőt, az ún. Csinger-vetőt mutatták ki, 20-50 m elvetési magassággal. Mélyfúrások és vágatok is harántolták, helyzete tisztázott. Jelenlegi műveletektől bányászati szempontból nagy távolságra (600-800 m-re) található. A 175 mB szinti megközelítésekor fakasztott víz hozama állandó évtizedek óta, mintegy 0,8 m3/perc értékben. Egyéb fiatal vetők (1-2 m elvetési magasságú tektonikai zavarok) a területen előfordulnak, de ritkák, vízföldtani szempontból nem jelentősek. (Takács et Vigh 2004). A bányaműveletek során keletkező üregek az adott fejtési mező kitermelésekor felhagyásra kerülnek, s a fedőrétegek leszakadó tömbjeivel feltöltődnek („öreg művelet”, Altermann). Ezek az öreg műveletek a közvetítők az aktív (használatban levő) bányavágatok, a magasfedőben levő kőzet- és víztestek illetve a felszíni vizek között, ezért a jelenségre kiemelt figyelmet fordítottam. A feltöltődés során a leszakadó törmeléknek a rosszul osztályozott (változatos) szemnagyságú kőzetek tömörítésére vonatkozó törvényszerűségek szerint csökken a hézagtérfogata. A hézagtérfogat csökkenése függ az összlet száraz térfogatsúlyától, valamint a fellépő nyomástól, és különböző víztartalom mellett egy lineáris jellegű görbesereget alkot. (Mosonyi et Papp, 1959, Kézdi 1970). A hézagtérfogat csökkenésével arányban az öreg művelet víztároló és vízvezető képessége csökken. A tapasztalat szerint a változatos szemnagyságban felaprózott kőzettörmelék víztároló képessége a mangánérc-bánya viszonyai között évekig fennáll. Amennyiben a több szinten végrehajtott fejtések öreg műveleteinek omlasztó hatása egymásra szuperponálódik, felszínig ható mozgások jöhetnek létre. Ennek mértéke elvben matematikailag leírható a kitermelt kőzettest térfogata, a létrejövő mozgások tenzorális összetevői (3D és idő), stb. függvényében (Kapolyi 1990, Hansági 1985, Somosvári 1991), gyakorlatban azonban a kőzetek inhomogenitásából eredő anizotrópiát nehéz számszerűen jellemezni. Az viszont gyakorlati 46

tény, hogy a felszínig kiható kőzetmozgások zónáiban kialakuló hézagrendszer alkalmas arra, hogy a felszíni vizeket a föld alatti üregrendszerbe vezesse. Az üregrendszer környezetében a felszín felé haladva létrejöhet omlásos, repedezett és áthajló zóna. Az omlásos zóna hézegtérfogatára jellemzőek leginkább a fent leírtak. Az egymással összefüggő, nagy üregeket alkotó, geomechanikailag feszültségszegény zóna kiterjedése attól függ, hogy mikor áll be egy statikai egyensúly a felülről ránehezedő, repedezett zóna nyomása és az omladék „kohéziója” között, vagyis mikor kezd el az omladék alátámasztásként viselkedni. Az omlás felett húzódó ún. repedezett (vagy más néven átmeneti) zóna kőzetei már összefüggőek maradnak, viszont eredeti pozíciójukból kimozdulnak (elhajolnak), repedések hálózata szövi át őket, esetenként lépcsőzetesen feldarabolódnak. Ez a zóna is alkalmas a víz vertikális irányú továbbítására, a felszíni vizek (csapadék) és a felszín alatti víz közötti kommunikáció biztosítására. A repedezett zóna felett az ún. áthajló zóna már csak jól meghatározott hajlással jellemezhető kőzettestekből áll, melyekben a repedezettség alárendelt (Somosvári, 1991). A kőzet jellege függvényében akár vízzáróként is viselkedhet (Martos eds. 1975). A kitermelt kőzettest geometriai méretei, mélysége, a fedő kőzettestek szilárdsági jellemzői, rugalmassága, stb. függvényében a hármas tagolású zónarendszer egyes elemei hiányozhatnak (Somosvári, 1991). Bizonyos esetekben az öreg műveletek egyes üregei barlangszerűen állva maradnak, s ilyenkor akár teljesen feltelhetnek vízzel. Megfelelő rádiumkoncentráció esetén, a befoglaló kőzet exhaláció-képessége és a távolság függvényében az ilyen üreg lokálisan megnövelheti a közeli vágatok légterének radon-koncentrációját. Mivel az ilyen üreg aláfejtésekor haváriaszerű vízbetörés alakulhat ki, továbbá a nagy üregek koordinálatlan tönkremenetele a „bányarengés” nevű káros jelenséget okozza, ezért a bányaművelés során törekednek az üregek szabályozott tönkremenetelének elérésére.

1.4.3. A földkérgi természetes radionuklidok viselkedése víztározó  kőzetben  Az U és Th geokémiai viselkedését illetően már a XX. sz. közepén lényeges megállapítások születtek a hazai szakirodalomban. Méhes megállapítja (részben Szádeczky-Kardoss munkáira hivatkozva), hogy a természetes U-vegyületek (ásványok) oldhatóságát a Th-hoz képest jobban elősegíti a vegyérték változatossága (3,4,5,6 vegyértékű alakok). Megjegyzi, hogy a Th ásványok mállása során Th-hidroxid keletkezik, ami tipikusan agyagásványokhoz 47

kötötten dúsul. Az U-ásványok oldhatósága megnő, ha az U4+ formából U6+ vegyértékűre oxidálódik. Mivel az U jelentős komplexképző, komplex formában könnyen oldódik, ezáltal könnyebben migrál. Továbbá az U pH = 5-8 között könnyen ki is csapódik az oldatokból (Méhes 1957). A kőzetek mállása során az eredetileg fennálló radioaktív egyensúly megbomlik azáltal, hogy a Ra elkülönül az U-tól és a Th-tól. Azoknak a felszín alatti vizeknek, melyek Ra-ban dús kőzetekben nagyobb utat tesznek meg, Ra- illetve radon-tartalmuk megnő. Ennek mértéke függ a kőzet Ra-tartalmától és a víz hőmérsékletétől. (Méhes 1957). Az U-nal szemben viszont a Th rendkívül nehezen oldódik vízben, a vizek radionuklidtartalmának vizsgálata során jellemzően nem veszik figyelembe (Steiner et Várhegyi 1991). Meg kell említeni, hogy a

238

U radioaktív bomlása során keletkező 234U izotópok egymáshoz

és az egyensúlyi mennyiséghez viszonyított aránya a kőzetben áramló víz miatt eltolódhat, miután a bomlástermék

234

U-et a víz könnyebben eltávolítja, majd megfelelő körülmények

között más helyen (geokémiai gáton) kicsapódik. Az említett arányosság (az ún. radioaktív egyensúly eltolódási koefficiens) standard értékhez viszonyított változása megmutatja, ha a kőzetből U távozott vagy érkezett víz útján. A koefficiens értékei a természetes bomlási sorok más elemeire is megállapíthatók, a bomlási sor kiinduló eleme és a keresett elem közti radioaktív egyensúlyi mennyiség ismeretében. Gyakorlati alkalmazása a

226

Ra esetén fontos,

mivel a gamma-aktivitás mérése alapján végzett U-koncentráció meghatározás pontossági vizsgálatához szükséges (Steiner et Várhegyi 1991, Kyser et Cuney 2008). Az U radioaktív bomlása során keletkező

226

Ra, valamint a

222

Rn (továbbiakban radon),

könnyen migrálnak vízzel, utóbbi különösen nemesgáz jellege folytán nagy távolságra (mint gáz, könnyen migrál, s mint „nemes”, kémiailag inert). A vízben kialakuló radonkoncentráció függ a kőzetben jelenlevő koncentrációtól, a kőzet emanáció-képességétől (a kőzetben keletkező bomlástermék mekkora hányada jut a kőzetszemcsék közti üregrendszerbe), a kőzet hézagtérfogatától, a víznek az üregrendszerben töltött időtartamától, a víz hőmérsékletétől és nyomásától; valamint nehezen értelmezhető idősoros (napi, szezonális, évi, stb.) eltérések is előfordulnak (Steiner et Várhegyi 1991, Horváth et al, Lőbb et al, Vancsura et al in Somlai et Kovács eds 2006,). Mivel a radon felezési ideje viszonylag rövid (3,8 nap), ezért a migráció távolságát a víz áramlási sebessége és a kiinduló radon-koncentráció befolyásolja. A

226

Ra lúgos közegben kiválik a vízből (ezt használják ki az ivóvíz vízlágyítással egyidejű

Ra-mentesítésekor), és a meszes csapadékkal kiülepedik.

48

1.5.RADIOLÓGIAI MÉRÉSEK  A bányászati radiológia célja a munkavállalók védelmének biztosítása, ami végső soron a természetes radionuklidok sugárzásából származó sugárdózis meghatározását és szükség esetén csökkentését jelenti. A radioaktív sugárzás élettani hatásait determinisztikus illetve sztochasztikus hatásokra osztják. Előbbi az egyszeri nagy dózisok hatására rövid időn belül bekövetkező akut hatásokat jelenti, melyek a természeti környezetben általában nem fordulnak elő (Somlai 2008). Ezzel szemben a sztochasztikus hatások azok, melyek a bányászati gyakorlatban jelentőséggel bírnak. A sztochasztikus hatásokra jellemző, hogy nincs küszöbdózis, tehát akár egész kis sugárdózisok is kiválthatják. A hatás nem minden egyednél következik be, de a sugárterhelés növekedésével a károsodott egyedek száma nő. Ezek a káros hatások elsősorban daganatos megbetegedések formájában, illetve kisebb mértékben genetikus károsodásként jelentkeznek. A legújabb sugárvédelmi ajánlások alapján 1 Sv sugárterhelés halálos kimenetelű rákkockázata 5·10-2 Sv-1. A linearitás elve alapján ez azt jelenti, hogy ha 10 000 000 (Magyarország lakossága) fő 1 mSv sugárterhelést kap, akkor valószínű, hogy 500 fő emiatt fog a későbbiekben, daganatos betegségben elhunyni. Emellett nem elhanyagolható a teljes (7,3·10-2 Sv-1 - 730 fő) kockázat sem, ami a halálos kockázaton túl, részben genetikus (1,3·10-2 Sv-1 - 130 fő), részben (1·10-2 Sv-1 - 100 fő) gyógyulással járó rákos megbetegedést valószínűsít (Köteles, 1989, Somlai et al. 2000). Sztochasztikus hatást okozó dózisok esetében jellemzően felmerül az a kérdés, hogy a kis dózisok esetén létezik-e egy küszöbérték, ami alatt a sugárzásnak nem tulajdonítható káros hatás, vagy pedig minden sugárzási szint, a mértékével arányos kockázati tényezőt jelent. A problémát az okozza, hogy a kis dózisú sugárzások egyetlen olyan elváltozást sem okoznak, amelyet más környezeti károsító hatás ne okozhatna. Így a kis dózisok okozta növekmények statisztikailag nehezen, illetve nem kimutatható változást eredményeznek (Köteles, 1998). Emiatt a természetes eredetű sugárzás egészségügyi határértékének (küszöbszintjének) megadása nehézségekbe ütközik (a maximális biztonság elvét követve felesleges gazdasági teher keletkezhet, míg küszöbszint meghatározása esetén a maximális biztonság elve sérül). Az ALARA-elv (As Low As Reasonably Achievable) a fenti dilemmára próbál elfogadható megoldást kínálni. Ez azt javasolja, hogy az ésszerűen elérhető legkisebb kockázat elvét kell alkalmazni, ami az adott ország társadalmi-gazdasági szintjének megfelelő, teljesíthető (Uzen et al, 2005).

49

Mivel a földi élet kialakulása adott háttérsugárzás mellett zajlott és ez jelenleg is fennáll, elfogadható, hogy minden élő szervezet rendelkezik egyfajta sugárterhelést tűrő képességgel, ugyanakkor kérdéses, hogy ez szükséges lenne-e az optimális életműködéshez. Ezt végig gondolva az ALARA elv megint csak elfogadhatónak tűnik. A kis dózisok hatásait vizsgálva több szerző arra következtetett, hogy kis mértékű sugárzás még előnyösebb is lehet a zérus szintnél. Vannak pozitív tapasztalatok, nagy radonkoncentrációjú helyeken folytatott terápiákkal kapcsolatosan. Ezen eredményeket azzal magyarázzák, hogy a sugárzás stimulálja a védekező mechanizmusokat és kis szintnél ez lesz domináns a károsító hatással szemben. Ugyanakkor bizonytalanságot okoz, hogy a terápiák pontos és következetes leiratai sehol sem ismertek, nincsenek egységes terápiás eljárások kidolgozva. Például nehezen értelmezhető, hogy radon fürdőnél ugyanolyan gyógyhatású az 1000 Bq/dm3, mint a 100 Bq/dm3 radon-koncentráció. Ellentétként említhetők viszont colorádói uránbányászok körében 1950 és 1990 között végzett vizsgálatok, amely szerint hosszabb ideig való tartózkodás kisebb radon-koncentrációjú térben veszélyesebb, mint a rövidebb idejű, de nagyobb radon-koncentrációjú térben való tevékenység (Cohen 1997, Cohen 1998, Aurinen et al 1996, Pisa et al 2001). Kis radon-koncentrációjú térben való huzamosabb idejű tartózkodás egészségkárosító hatása ettől függetlenül még nem teljesen tisztázott. Számos cikkben állítják, hogy a nagyobb radon tartalmú lakások lakói körében, figyelembe véve a dohányzásra vonatkozó korrekciót is, alacsonyabb a tüdőrák miatti elhalálozási arány, illetve, hogy a kettő között nincs kimutatható összefüggés. Míg más esetekben epidemiológiai felmérésekkel és különböző modellek segítségével bizonyítják ugyanennek egészségkárosító kockázatát. Az egységes véleményt ezen a területen valószínűleg csak a későbbiekben, a különböző modellek, mérési módszerek, és az eltérő radon szintek eredményeinek összevetésével lehet majd kialakítani (Baysson et al 2005, Alavaja et al 1999, Barros-Dios et al 2002, Tomasek et al 2001).

1.5.1. Dózisfogalmak  A dozimetriában használt legfontosabb fogalmakat Somlai, 2008 alapján foglaltam össze. Elnyelt dózis (D): A besugárzott anyag térfogatelemében elnyelt energia és a térfogat tömegének hányadosát elnyelt dózisnak nevezzük. Mértékegysége: Gray [1 Gy=1 J/kg]. Egyenérték dózis (HT):

50

Az R típusú és minőségű, sugárzás súlytényezőjével súlyozott, a T szövetben vagy szervben elnyelt dózis. Mértékegysége: J/kg, melynek neve: Sievert [Sv]. HT,R = WR · DT,R Ahol: WR - a sugárzási súlytényező, DT,R - a T szövetben vagy szervben az R sugárzásból eredő elnyelt dózis átlagértéke. Többféle sugárzás egyidejű jelenléte esetén a hatások számtani összegződését tételezzük fel és így a T szervre jellemző egyenérték dózis: H T = ∑ W R ⋅ DTR R

Effektív dózis (E): Az emberi test összes szövetére vagy szervére (T) vonatkozó, súlyozott egyenérték dózisok (HT) összege: E = ∑ WT ⋅ H T T

Ahol: WT - a T szövet vagy szerv súlytényezője, Az effektív dózis mértékegysége: J/kg, melynek neve: Sievert [Sv]. A hosszabb ideig, évekig a szervezetben maradó radionuklidokból eredő sugárhatás jellemzésére szolgál a lekötött dózis. A kezdeti akkumuláció után a radionuklidok mennyisége és így a sugárterhelés mértéke csökken a fizikai bomlás, élettani kiválasztás eredményeként. Ezt számoláskor figyelembe kell venni. Lekötött elnyelt dózis ( D(τ ) ): mennyiségét az alábbi kifejezés határozza meg: τ •

D(τ ) = ∫ D(t )dt 0

Ahol: D(τ ) - elnyelt dózis τ időtartam alatt, •

D(t ) - az elnyelt dózisteljesítmény a felvételt követő t időpontban. Amikor nincs megadva, akkor felnőtteknél 50 évig, gyermekeknél 70 évig kell integrálni. Mértékegysége: Gray [Gy].

51

Lekötött egyenérték dózis ( H T (τ ) ): Mennyiséget az alábbi kifejezés határozza meg: τ

•

H T (τ ) = ∫ H T (t )dt 0

Ahol: H (τ ) - a T szövet egyenérték dózisa τ időtartam alatt, •

H (t ) - az egyenérték dózisteljesítmény a felvételt követő t időpontban. Amikor nincs megadva, akkor felnőtteknél 50 évig, gyermekeknél 70 évig kell integrálni. Mértékegysége: Sievert [Sv]. Lekötött effektív dózis ( ET (τ ) ): Mennyiséget az alábbi kifejezés határozza meg: τ

•

ET (τ ) = ∫ ET (t )dt 0

Ahol: E (τ ) - elnyelt dózis τ időtartam alatt, •

E (t ) - az effektív dózisteljesítmény a felvételt követő t időpontban. Amikor nincs megadva, akkor felnőtteknél 50 évig, gyermekeknél 70 évig kell integrálni. Mértékegysége: Sievert [Sv].

1.5.2. Sugárvédelmi szabályozás munkahelyeken  Az 1996. évi CXVI. sz., az atomenergiáról szóló törvény 2000-ben megjelent 16/2000 (VI. 8.) EüM sz. végrehajtási rendelete 2. számú mellékletének a dóziskorlátok, radon-koncentrációk munkavállalókra vonatkozó cselekvési szintjei című I. fejezete szerint az 1.3 és a 2-es pontjai, illetve ezen melléklet 1. számú függelékének 26. pontja, valamint a sugárterhelés ellenőrzése című IV. fejezet 1.5 és 1.6 pontjai alatt találhatók a területre vonatkozó előírások [16/2000. (VI. 8.) EüM rendelet az atomenergiáról szóló 1996. évi CXVI. törvény egyes rendelkezéseinek végrehajtásáról]. Ugyanezen rendelet 1. sz függelék a 2. sz. melléklethez című

fejezete

konkrétan

előírja,

hogy

földalatti

bányaüzemek

munkavállalóinak 52

sugárterhelését akkor is ellenőrizni kell, ha az kizárólag természetes forrásból ered. A végrehajtási rendelet 2003. január 1.-ével lépett életbe. A végrehajtási rendelet cselekvési szintként éves átlagban 1000 Bq/m3-t határoz meg a radon koncentrációjára nézve levegőben. A munkavállaló foglalkozás közbeni sugárterhelésénél a dóziskorlátokat a radontól származó dózishányad figyelembe vételével kell alkalmazni, vagyis a sugárterhelés egymást követő 5 naptári évre összegezve nem haladhatja meg a 100 mSv effektív dózist. Az effektív dózis egyetlen naptári évben sem haladhatja meg az 50 mSv értéket. Továbbmenve, amennyiben a sugárzási szint mértéke indokolja, az Országos Tisztiorvosi Hivatal elrendeli az egyéni sugárterhelés rendszeres ellenőrzését és meghatározza annak módját. Dózisbecsléssel kapcsolatban az alkalmazandó egyensúlyi faktorra és dóziskonverziós tényezőre vonatkozóan a rendelkezések nem tartalmaznak leírást. Az ajánlott 0,4-es egyensúlyi faktorral és az ICRP 7,9⋅10-9 Sv/Bqhm-3 dóziskonverziós tényezőjével számítva, 1000 Bq/m3-es radon-koncentráció 6,3 mSv sugárterhelést jelent.

1.5.3. Korábbi vizsgálatok eredményei  Kávási PhD-dolgozatában foglalta össze először a vizsgált területen meghatározott dózisértékeket (Kávási, 2006) és fogalmazott meg módszertani jellegű megállapításokat a bányászati dózisbecslés gyakorlati kivitelezését illetően. Téziseiben megállapította, hogy a dózisbecsléshez alapul vett radon-koncentrációk egzakt meghatározásához bányák esetén minimum egy évre kiterjedő méréssorozatot kell felvenni. A különböző munkafolyamatokkal érintett területeken eltérő radon-koncentrációk alakulhatnak ki, ezért törekedni kell a munkavégzők által huzamos tartózkodással érintett valamennyi terület felmérésére. Megállapította, hogy a bányabeli körülmények között mért egyensúlyi faktor az ajánlott értékhez (0,4) képest jelentős eltérést is mutathat, ezért földalatti munkaterületek esetén törekedni kell a meghatározására. Megállapította továbbá, hogy mivel a földalatti légterek radon-koncentrációja jelentősen függ a szellőztetés alkalmazási körülményeitől, a dózisbecslést a munkaidő alatt mért radon-koncentráció alapján kell elvégezni. Vizsgálatai során megállapította, hogy a mangánércbánya különböző munkakörökben dolgozó munkavállalóinak sugárterhelése nem éri el az évi 5 mSv-et, sem az irodalomban ajánlott F=0,4, sem az általa meghatározott F=0,58 egyensúlyi faktorral számítva.

53

2. KÍSÉRLETI RÉSZ 

2.1 FÖLDTANI VIZSGÁLATOK MINTAVÉTELEZÉSI FELADATAI  2.1.1 A vizsgált terület bemutatása: feltáró rendszer, bányaművelés  A vizsgálatokat a Nyugati 1 bányamező területén végeztem (4. ábra). A vizsgált területen több évtizede (1974 óta) folynak bányaműveletek. A 4. ábra felső részén látható K-Ny irányú vágat (245 mB szinti alapvágat) kihajtását követően lejtős vágatokkal közelítették meg a művelni kívánt teleprészeket. Az alapvágat szintjéről a magasabban fekvő teleprészeket É-i irányban kihajtott siklós vágatrendszerrel tárták fel, ez volt a napjainkra már felhagyott Nyugati 2 bányamező, a mélyebben fekvő teleprészeket pedig D-i irányban ereszkés rendszerrel tárták fel, ez a máig üzemelő Nyugati 1 bányamező. A Nyugati 1 bányamező fenti feltárási rendszere később kiegészült a 180 mB szinti alapvágattal és az ehhez csatlakozó siklós és ereszkés feltáró rendszerekkel. A 180 mB szinti alapvágat siklós feltárását 1986-ban összekötötték a 245 mB szintről kiinduló ereszkés feltárással, így a teljes bányamező áthúzó szellőztetése valósulhatott meg. Az összelyukasztott lejtős vágatrendszerből átlagosan 12 méteres függőleges osztásközzel 4 osztószintet alakítottak ki, ezekhez csatlakoztak a fejtési területek. Az egyes osztószinteket nem egyidejűleg, hanem egymás után, fentről lefele haladva alakították ki és művelték az évtizedek során. Az ismertetett feltárási rendszer az ezredfordulóra műszakilag amortizálódott, ezért új feltárórendszert alakítottak ki a műveletektől K-re a fedő EMF képződményben. Ennek légsiklója a 245 mB alapvágat középső szakaszára lyukasztott 2002-ben, ekkortól a korábbi rendszer felhagyhatóvá vált, ami 2003 októberére meg is történt (a 4. ábrán vörös színű Xjelekkel jelölve). Az új feltárásból kiindulva alakították ki az utolsó, még hiányzó osztószintet (192 mB), valamint a 245 mB alapvágat Ny-i felének felhagyása után megnyílt a lehetőség a felhagyott szakasz több szintben történő aláfejtésére. A fejtési mezők kialakításának tipizált elrendezését mutatja az 5. ábra. Látható, hogy egy, a fekü irányából vízvédelmi előfúrás védelme mellett kihajtott támadóvágatból, egy erre merőleges fejtéselőkészítő (csapás)vágatból és ez utóbbiból kihajtott fejtési kamrákból áll a fejtési mező vágatrendszere. A csapásvágatok az érctelep csapásvonalát követik, ezért a tényleges vágatrendszer általában zegzugos vonalvezetésű. 54

4. ábra. A Nyugati 1 bányamező feltárási rendszere

55

5. ábra. A fejtési mezők jellemző kialakítása a Nyugati 1 bányamezőben (Takács et Vigh 2004 nyomán) Feketepala Főtelep

II. telep Li3

Li3

D

10-15 m

Li3

40-50 m

5-8 m

12-15 m x

Cr

EMF

Felhagyott siklós mező 7-10 m

35-40°

x

Fekümkő

Felhagyott gurítós mező 7-10 m

Támadóvágat

Csapásvágat

Li2 Üzemelő alapvágati mező Alapvágat Tervezett ereszkemező

5. a. ábra: A fejtési rendszer elvi vázlata oldalnézetben

x

x

x

Fejtési kamrák Gurítók

E x

Alapvágat

Csapásvágat

Támadóvágat

Ereszke

5. b. ábra: A fejtési rendszer elvi vázlata felülnézetben

56

A területre általánosan jellemző az ÚMF kb. 40°-ban dőlt kifejlődése, amit tektonikai mozgások okoztak. Ezen kívül a kialakított fejtési területek tapasztalatai szerint gyakoriak a gyűrődött, redőzött illetve egymásra lapolódott teleprészek (átbuktatott redők). Ezek a tektonikai jelenségek a teljes bakonyi területen nyomozható ÉK-DNy-i lefutású (a hegység hossztengelyével közel párhuzamos) alátolódási zóna következtében alakulhattak ki. A jelenség gyakorlati következménye, hogy a telep vastagsága a gyűrődések folytán lokálisan megnőtt a bányamező területén. Ezáltal az egyes osztószintekhez kapcsolódó fejtési mezők fedésbe kerülhettek egymással, jelentősen növelve az egységnyi alapterületre eső fejtési magasságot. A kifejtett üreg felett kialakuló kőzetmozgások mértéke nagyban függ a kitermelt kőzettest geometriai méreteitől. A vizsgált terület nyugati részén az egymással fedésben levő lefejtett mangánérc területek, valamint az ABF kőszéntelepeiben kialakított fejtések (ld. 25. ábra) hatására a külszínig ható mozgás jött létre. (8. és 25. ábra.) A jelenség a külszínen egy kb. 100 m átmérőjű tál alakú süllyedésként jelenik meg, amely a peremén körbefutó repedéshálózattal egészül ki. A mozgás külszíni formaelemei a szakirodalom alapján (Somosvári, 1991) jól azonosíthatók. A tál alakú süllyedés az áthajló zóna felett megjelenő formaelem, a repedések az áthajló zóna és az ép kőzet érintkezési vonalában létrejövő görbület miatt keletkeznek. Joggal feltételezhető, hogy a görbületi zóna repedései összefüggenek az áthajló zóna alatt levő repedezett zónával, amely természetesen összefügg az omlásos zónával, ezen keresztül a bánya üregeivel. Mivel a süllyedék vetületében – részleteiben nem, csak kontúrjában ismert - kőszénbányászati művelet is volt, az omlásos illetve repedezett zónák több szinten helyezkednek el (8. ábra). A süllyedék elmetszi a Bocskorhegy irányából Ajka felé futó egyik kisebb eróziós völgyet, s ezen a vízmosáson keresztülfutó görbületi repedések is megfigyelhetők.

2.1.2. Kőzetminták gyűjtése és vizsgálata  Az átfogó radiológiai felmérés érdekében törekedtem arra, hogy a vizsgált területen előforduló és a bányavágatokkal feltárt képződmények teljes körét reprezentatív kőzetminta képviselje. Ide tartoznak az érctelep jellemző képződményein kívül a fekü és fedő képződmények is. A bányában vett in situ minták esetén a mintákat egyedi azonosítóval láttam el, melyhez jegyzőkönyvileg a pontos helyszínt, a minta rétegsorban elfoglalt pozícióját és makroszkóposan felvehető litológiai leírását rendeltem. Ahol radiológiai szempontból fontosnak látszott valamely vizsgálat végrehajtása, a magasfedő képződményeit a korábbi mélyfúrások magmintái segítségével jellemeztem. Ennek 57

feltételeként szabtam, hogy a magminta raktárban található archív minták azonosítása egyértelműen megvalósítható legyen (fúrás jele, mélységköz, képződmény megnevezése, fúrás időpontja). A minták tömege minden esetben meghaladta az 1 kg-ot a gamma-spektrometriai vizsgálat elvégezhetősége érdekében.

2.1.3. A mangános agyag mintavételezése és vizsgálata  A mangános agyag tározóin 2002-2003 folyamán 2 ha-os terület megbontásával járó bányászati termelési kísérletet végzett a bányavállalat (Farkas et Vigh 2004), amely lehetővé tette a fizikai tulajdonságok térfogati változásainak tanulmányozását és az átfogó mintavételezést. A tározók térképvázlatát a 6. ábra mutatja be, és a 7. ábrán tüntettem fel a mintavételi hálózatot.

58

6. ábra A mangános agyag tározók helyszínrajza. A keret a 7. ábrán látható részt mutatja. (Szabó 2004, kézirat alapján) 59

7. ábra. Mintavételi pontok, és a mintavételek mélysége a mangános agyagtározók területén A zagytározó különböző pontjairól, a kísérleti termelés által letisztított felszínről (70 cm vastag, gyökerekkel sűrűn átszőtt réteg eltávolítása után) 0-40 cm mélyről 18 darab mintát gyűjtöttem. További 2 db mintát (119. és 120.) gyűjtöttem a tározó érintetlen, erdősült felszínéről a talajosodási jelenségek radionuklid-koncentrációt esetleg befolyásoló hatásának vizsgálata érdekében. A tározók elhelyezkedését és a mintavételi pontokat az 1. ábra szemlélteti. A 101-108 jelű minták ragacsos, fekete-barnásfekete, finomszemcsés, vályogszerű megjelenésűek, míg a 109-120 jelű minták durvább homokfrakciót (0,1-1 mm nagyságú szemcséket) is tartalmaznak. A mintákat szabványos kisebbítéssel felosztva gamma-spektrometriai, röntgen-diffrakciós és röntgen fluoreszcens vizsgálatokra készítettem elő, valamint egy mintasorozatot megtartottam esetleges további vizsgálatokra.

60

2.2. VÍZFÖLDTANI VIZSGÁLATOK  2.2.1. A vizsgált terület vízföldtani viszonyai  A csapadékhozamok és a vízgyűjtő terület ismeretében a felszínről a bányába jutó víz mennyisége számítható, elhanyagolva a növényzet által felhasznált mennyiséget. A bánya üregeibe lejutó víz szükségszerűen átszivárog a részben lefejtett, fellazított ABF képződményein is, ezért indokoltnak láttam megvizsgálni annak lehetőségét, hogy az ABF irodalmi adatok szerint átlagosan 40 ppm U-tartalmából (Majoros in Szakál et Morvai 2002) következtethető Ra-tartalom nem járulhat-e hozzá a vizsgált bányában mért radonkoncentrációhoz. Erről bővebben a 2.4. pontban írtam. A 8. ábra mutatja be a felszínig ható kőzetmozgások, valamint a felszíni és felszín alatti vizek kapcsolatát. Összehasonlításul az ábra jobb oldalán a kőzetmozgással csekélyebb mértékben érintett közegben létrejövő hidrogeológiai viszonyokat is megjelenítettem. Erre a célra a legszemléletesebb a vizsgált területnek az U-293 és U-298 jelű mélyfúrásokon és a siklósereszkés feltáró rendszeren keresztül felvett É-D irányú szelvénye. A rétegsor egyes tagjait az irodalmi részben megadott rövidítésekkel a 8. ábrán jelöltem. Jól látható az egymással fedésben levő Mn-érc fejtések rendszere (8), a felette kialakuló omlásos (7) és repedéses (6) zóna, valamint az ABF-ban kialakított fejtések kiterjedése (5), amit maximális kiterjedésként vettem fel, nem ismerve a konkrét méreteket. Az ABF fejtései felett szintén omlásos és repedéses zóna alakulhatott ki (4). A két fejtési rendszer közös hatása a külszínen megjelenő áthajló kőzetöv (3), amely már a SzMF-ban alakult ki. A felszínen süllyedési felülettel (1) és a görbületi zóna repedéseivel (2) jelentkezik a folyamat. A mozgásokat az adott kőzet mechanikai tulajdonságaitól függő törési szög mentén kialakuló törési felület határolja, az ábrán ezt az egyszerűség kedvéért egységes síkként vettem fel. A kőzetmozgásokkal kevésbé érintett területen (a 8. ábra jobb oldalán) látható, hogy a (10) felszíni csapadékvíz (500-1000 mm/év) egy része a SzMF-ba leszivárogva (11), az ott levő repedésekben, üregekben felgyűlik és összefüggő fedőkarsztvíz-szintet (13) alkot, mivel az ABF vízrekesztő közegként viselkedik, és jóval kisebb sebességgel engedi tovább a mélyebben fekvő ZMF irányába (14). Az átszivárgó vízmennyiség az ÚMF-ban kialakított vágatokban csepegő vízként jelentkezik (15). Az áthalmozott oxidos mangánérc-telep felett lokális jelleggel települő szürke mészmárga felett szintén fedőkarsztvízként felhalmozódhat (20). A felszíni csapadékvíz azon része, amely nem szivárog le a kőzetbe, a domborzatnak 61

megfelelően, részben vízmosások, részben a talaj közvetítésével a süllyedt felszín, mint gradiensminimum felé áramlik, és a görbületi zóna repedésein keresztül jut a víztározó kőzetbe (12). A SzMF-ban kialakuló fedőkarsztvíz szintén kénytelen az ABF omlásos zónája felé áramolni (16), mivel az abban tárolt víz az ÚMF-ban levő üregek felé áramlik tovább (18). Az ABF felé áramlik továbbá a süllyedt felszínen keresztül szivárgó víz is (17). Mindezek együtt fakadó vízként (19) jelennek meg a mangánérc-bánya üregrendszerében (9).

8. ábra A felszín alatti vizek áramlási lehetőségei a Nyugati 1 bányamező területén (Szabó Z. szelvényrajzának felhasználásával) A karsztvíz jelenlegi nyugalmi szintje az U-119, -233, -236 számú karsztvíszint-megfigyelő fúrólyukakban végzett mérések szerint az 1993-2009. időszakban 225-249 mB szintek (a 2009. év folyamán 244-247 mB szintek) között ingadozott. A karsztvízszint ingadozása a csapadékadatokkal erős pozitív korrelációt mutat, ami arra utal, hogy a bányaműveletek a karsztvíz áramlására permanens hatással vannak és a csapadékhozamok befolyásolják markánsabban a karsztvízszintet.

62

2.2.2. A vízkezelés bányaműszaki háttere  A bányaüzem fő vízmentesítő telepe a 175 mB szinten, az akna körüli állandó jellegű bányatérségek közé integrált, klasszikus ikerzsompos kialakítású rendszer. A vízemelés a villamos energia felhasználás egyenletessége érdekében éjszakás műszakharmadban történik, 1 fő szivattyúkezelő telepítésével. A vízemelés időszakán kívül zsompvágatokba (víztározó vágatokba) összegyűjtött víz mennyisége és a fakadó vizek hozama nem indokolja valamennyi szivattyú egyidejű üzemeltetését, tehát az éppen nem járatott szivattyúk üzemképes tartalékot képeznek. Váratlan, nagy hozamú vízfakadás esetén valamennyi szivattyú rövid időn belül üzembe helyezhető. A zsompvágatokba két módon jut el a bányamező vize, egyrészt az alapvágaton levő nagyszelvényű kiépített csorgán keresztül, másrészt acél csővezetéken. A meglévő vízbeáramlási helyeken merülőszivattyúval felszerelt ülepítőmedencék (zsompok) kerültek kialakításra. A merülőszivattyúk nyomócsöveiken keresztül csorgába vagy gerincvezetékbe emelik a vizet, majd innen a fő vízmentesítő-telep zsompjaiba kerül.

2.2.3. Kőzet és víz fázisok kölcsönhatásai a vizsgált területen   A rodokrolit fejtése során a telep fedőjében található feketepala pirittartalmának bomlásából (oxidáció) keletkező szulfát növeli a bányavíz szulfáttartalmát, koncentrációja azonban nem lépi át a megengedett határértéket. A bomlási folyamat következtében kialakuló pHviszonyok mellett, savas közegben a Mn és Fe kétvegyértékű ionokban mobilizálódik (Farkas et al in Stanley et al eds, 1999). A bányavágatok és a fejtések biztosítására az évtizedek során nagy mennyiségű bányafát (10.000 m3 nagyságrendben) használtak fel, amelynek egy része a művelés jellegénél fogva a felhagyott bányatérségekben visszamarad. A bányafa bomlásterméke elsősorban a víz kémiai oxigénigény (KOI.ps) értékét és ammónia-tartalmát növeli, valamint a korhadás során felszabaduló CO2 a vízben feloldódva a víz reakcióképességét növeli (szénsav). A bányában alkalmazott robbanóanyagok miatt az elárasztott területen átmenetileg nő a víz nitrit tartalma. Ezeknek a hatásoknak a nagyságrendjét azonban mutatja, hogy a bányavíz egészségügyi okokból vizsgált kémiai paraméterei a jogszabályokban előírt határértékeket nem haladják meg. A vizsgált bányaterülettel az ajkai kőszénbányászat fejtései is fedésben vannak. Ezek a fejtések a kőszenes összlet lepusztulási vonalához és a külszínhez közel helyezkednek el. A kőszéntelepes sorozat vízzárónak tekinthető, ezért a mélyebben található karsztvízzel 63

érintetlen területen nem kommunikál. Viszont, ahol a mangánérc-termelés hatása kiért a külszínre, ott a leszivárgó csapadékvíz a kőszenes bányaműveletekkel is kapcsolatba kerül. A

bányavíz

egészségügyi

szempontú

minőségi

változása

jól

jellemzi

ezeket

a

kölcsönhatásokat. Ezt a vizsgálatot két esetre terjesztettem ki: –

a bányában fakadó vizek aktuális minőségi állapota jelzi azt aktuális kölcsönhatás mértékét,

–

egy lefejtett érces zóna bányavízzel elárasztott területén fellépő változások modellezik a nagyobb területek (pl. a teljes bánya) vízzel való felengedése (elárasztása) esetén fellépő viszonyokat.

A bányában fakadó vizek nagy része fejtéseken átszivárgó bányavíz, kisebb része mészkőben kihajtott vágatokból származó karsztvíz. Ez utóbbi biztosítja a 2200 lakosú Úrkút vízellátását. A fekümészkőben kihajtott vágatok három helyen fakasztottak a község vízellátására alkalmas karsztvizet. A három lehetséges ivóvíznyerő hely és a fő vízmentesítő telep zsompjaiban összegyűlő bányavíz minőségét a bányaüzem havi rendszerességgel vizsgálja. Az elemzések egyes paramétereinek ingadozási sávja szűk, a vízminőség állandónak tekinthető. Az úrkúti bányában a legjobb minőségű ivóvíz a Csinger-vető zónájából származik. Ebben a vízben jelenleg sem felszín alatti, sem felszíni szennyező források hatása nem mutatható ki. A Ny-i bányamező +182 mB szintjén fakadó karsztvíz minősége már a bányaműveletek kis mértékű szennyező hatását tükrözi. Az etalonhoz képest nőtt a fajlagos vezetőképesség, a KOIps, az összkeménység, a szulfáttartalom és a Mn-tartalom. Viszont a felsorolt paraméterek növekedése nem lépi át az ivóvízre előírt határértéket. A 241 mB szinti északi vágatból érkező karsztvíz esetében a bányaműveletek és a külszíni nitrátszennyezők (község, mezőgazdaság) hatása egyértelműen érvényesül. Az etalonhoz viszonyítva minden paraméter lényeges növekedést, azaz minőségi romlást mutat. Ezt a vízforrást a község ellátásában csak végszükség esetén használná a bányaüzem. A 241 mB szinten vizsgált bányavíz a felszínhez közelebb levő, évtizedekkel ezelőtt felhagyott bányaterületekkel áll kapcsolatban. A felszíni szennyezőforrások nagy része is itt összpontosul: a község csatornázatlan részei és a mezőgazdasági területek. Ezt a bányavizet elsősorban a fokozatosan növekvő nitráttartalom (23-32 mg/l) és az időnként jelentkező nagy KOIps (5,9 mg/l) jellemzi leginkább. Az elmúlt több mint 50 év (1955-2009) vízemelési adatai rendelkezésre állnak, az éves maximálisan kiemelt víz 3.255.000 m3, a minimum 923.000 m3 volt. A bányából fakadó víz

64

egy része feküben kihajtott vágatokból (pl. ivóvíznyerő helyek), a másik része telepen átszivárgó vizekből és a fedőkőzetekből származott. Közel azonos bányabeli feltártság mellett a bányából emelt összes víz ingadozása a legkisebb értékhez viszonyítva meghaladja a 350 %-ot. A bányavíz mennyisége tehát rendkívül csapadék-érzékeny. A jelenleg feltárt bányaterület három egymástól jól elválasztható csapadékvíz utánpótlódási területtel rendelkezik: –

A 241 mB szinten fakadó vizek utánpótlása a Csinger-vető által levetett területről származik, amely magába foglalja a községet, a III. akna É-i és D-i bányamezőt, a Lejtősaknai bányaműveleteket és a kislődi (É-i ) bányamezőt.

–

A 175 mB szinten, a III. akna környezetében fakadó vizek utánpótlási területe a Csingervető kiemelt zónája, a II. aknai bányaműveletek és az Ördög-árokban tárolt mangános agyag (MA) környezete,

–

A Ny-i bányamező 182 mB szintjén fakasztott karsztvíz utánpótlása a bocskorhegyi árokrendszer területére terjed ki.

2.3. A VIZSGÁLT BÁNYAÜZEM SZELLŐZTETÉSI RENDSZERE  A bányaüzem főszellőztetése (áthúzó szellőztetési rendszere) diagonális elrendezésű szívószellőztetés (9. ábra). A bányaüzem főfeltáró rendszere kettő függőleges aknából áll (II. és III. sz. aknák). Az aknák közel azonos tengerszint feletti magasságon (396 ill. 400 mB) nyílnak, egymástól mintegy 400 m távolságra, ÉNy-DK irányú vonal mentén helyezkednek el. Ez megfelel az uralkodó széliránynak, bár ennek a körülménynek az aknák telepítésében természetesen nem volt szerepe. A III. akna átmérője 4 m, a II. aknáé 3 m, falazata mindkettőnek monolit beton. A III. akna mélysége 225 m, a II. akna mélysége 90 m. Az aknák a II. akna talpszintjén (310 mB) kb. 12,5 ‰ lejtésű vágattal össze vannak kötve, ez a vágat a II. akna irányába lejt, kettős légajtóval van ellátva a légrövidzárlat kialakulása ellen. A III. sz. akna a mesterséges szellőztetés szempontjából behúzó, a II. sz. akna kihúzó aknaként működik. A fő szellőztető ventilátor a II. akna talpszintjén kialakított műtárgyban van elhelyezve. Üzemeltetése során mintegy 1000 m3/perc levegőt szív be a III. aknán keresztül a földalatti terekbe. A III. akna négy szintkitöréssel csatlakozik a szellőztetés rendszerébe. A 367 mB szint táróként a külszínre nyílik, a külszíni üzemtérnek az aknaszájnál alacsonyabb fekvésű területeit (fatelep, gépműhely) kapcsolja be a földalatti ellátóhálózatok rendszerébe, valamint 65

a Csinger-patak felé továbbítja a kiemelt bányavizet. Szellőztetési szempontból az aknaszáj elágazásának tekintendő, azzal azonosan viselkedik (főbehúzó légáram). A 315 mB szint a II. sz. aknával való közel szintes összeköttetést szolgálja, s mivel légajtókkal le van zárva, szellőztetési szempontból semlegesnek tekinthetnénk. A 241 mB szint korábbi fontos termelőszint volt, amelyhez több bányamező fő szállítóvágatai csatlakoztak. Ma már csak azokat a vágatszakaszokat tartja fenn a bányaüzem, melyek a mélyebb szintről érkező főkihúzó légáram II. akna felé való továbbvezetését és a fakadó vizek kezelését, illetve veszélyhelyzet esetén a menekülést szolgálják. A III. akna környezetében levő kerülővágatok légajtó-rendszerrel vannak elkülönítve a főkihúzó légáramtól. Végül a legmélyebb, 180 mB szint a jelenlegi termelőszint, ide érkezik a III. sz. aknából kilépő friss légáram és a fő szállítóvágaton keresztül bejut a munkahelyekre, majd az elhasznált levegő egy légsiklón keresztül jut fel kihúzó légáramként a 241 mB szintre. Mint a szellőztetési rendszert modellező ábrán is látható (9. ábra), a behúzó légáram először lejut a legalsó szintre (180 mB szint), a feltáróvágatok rendszerén keresztül biztosítja a termelő munkahelyek légcseréjét, ezáltal (elszennyeződve) kihúzó légárammá válik. Továbbhaladva siklókon keresztül jut fel a 241 mB szintre, ahol mintegy 700 m-t tesz meg (a III. aknát megkerülve), majd újabb siklón keresztül jut a II. akna talpszintjén elhelyezett AE11 típusú fő szellőztető ventilátorhoz. Végül a ventilátoron keresztül a II. aknán át elhagyja a bányát. A szellőztetési törzsfán (10. ábra) feltüntetettem az egyes légáramokhoz tartozó tényleges térfogatáramokat. A szellőztetési törzsfa adatairól leolvasható, hogy a kihúzó és behúzó légáram teljes mennyisége között különbség mutatkozik. Ennek több oka van: 1. A földalatti térségek állandó hőmérsékletével szemben a külszíni levegő hőmérséklete változik. Télen a bányába jutó levegő felmelegszik, nyáron lehűl, így a térfogata is változik. A szellőztetési adatok feldolgozásánál ezért is fontos a dátum figyelembe vétele. 2. A bányában széles körűen alkalmazott sűrített levegős berendezések működése során csővezetékekben szállított sűrített levegő a berendezésekben expandál (munkát végez), majd a bányalevegőbe áramlik, ami növeli a bányalevegő térfogatáramát. A telepített kompresszorkapacitás alapján (teljes terhelés mellett) ez az érték akár 50 m3/perc többletet

is

okozhat

a

légáramban,

természetesen

kizárólag

termelő

műszakharmadban.

66

3. A bánya szívólag történő szellőztetése folytán felmerül az az elvi lehetőség is, hogy a külszínre

kiható

bányaszakadékok

üregrendszere

mentén

levegő

juthat

a

bányatérségekbe. Ez, ha meg is történik, a nagy ellenállás miatt igen csekély mértékű lehet. Lokalizálható és mérhető mennyiségben nem tudtam azonosítani.

9. ábra A bányaüzem szellőztetési rendszerének sémája

67

III. akna FB=835 m3/p 40 fő B

Lb=680 m3/p

La1=336 m3/p La2=360 m3/p

La3=720 m3/p

La31=264 m3/p

La311=168 m3/p

La32=384 m3/p

Fa1=50 m3/p

Fa2=96 m3/p

Fa3=30 m3/p

La312=120 m3/p

La4=842 m3/p

FK=1020 m3/p

LK=990 m3/p

II. akna

10. ábra A bányaüzem szellőztetési törzsfája 2009. szeptemberi állapot szerint

68

A bánya vágatainak összhosszúsága és légtérfogata a 7. táblázatban láthatók. A vágatok légtérfogatainak meghatározása a szellőztetési törzsfán (10. ábra) feltüntetett légáramok szerinti bontásban történt átlagos keresztszelvény felvételével. Diffúzióval szellőztetett bányatérségként a vízmentesítő telepek zsompjait vettük figyelembe. 7. táblázat Bányatérségek geometriai jellemzői Bányatérség jellege Áthúzó szellőztetésű Különszellőztetett Diffúzióval szellőztetett Összesen

Teljes hossz (m) 3.675 920 330 4.925

Légtérfogat (m3) 22.207 7.130 1.980 31.317

Látható, hogy a bánya légtérfogata nagyobb hányadban (71 %-ban) áthúzó szellőztetésű.

2.4. ALKALMAZOTT MÉRÉSI ÉS SZÁMÍTÁSI MÓDSZEREK,  ESZKÖZÖK  2.4.1. Légtéri radonkoncentráció mérése  A légtéri radonkoncentrációk meghatározásánál folyamatos és integrális módszerek alkalmazására került sor. Az egyes méréseknél használt mérőeszközöket, mérési módszereket az alábbiakban foglalom össze. PYLON AB-5 CPRD Az AB-5 hordozható, fotoelektronsokszorozóval felszerelt kisméretű eszköz, cserélhető detektor feltétekkel. Belső akkumulátorról és hálózatról is működtethető. Alkalmazott detektor típus: ZnS(Ag) szcintillációs detektor (CPRD - Continuous Passive Radon Detector, 330 cm3 térfogatú, diffúziós elven működő Lucas-cella). A műszernek kettő lehetséges működési módja van, úgymint pillanatnyi mintavételező, és folyamatos mintavételező. Folyamatos mintavételező módban az órás átlagértékek meghatározása történik, mérési tartomány: 3-800000 Bq/m3 . Csendes üzemmódja, kis mérete, ugyanakkor jó por és nedvesség tűrő tulajdonsága miatt bányákban kiválóan alkalmazható. RADIM 5-WP radon monitor A Radim 5-WP radon monitor kifejezetten barlangi körülményekhez, magas páratartalmú vagy poros környezetben való mérésekre kifejlesztett, kisméretű, félvezető detektoros 69

mérőeszköz. Hálózatról nem, csak a belső akkumulátoráról működtethető. A készülékbe jutó levegő páratartalmának csökkentése céljából a mérőműszerbe CaCl2 szárítószeres töltet helyezhető, amely a páratartalmat megköti, de a radont nem. A szárítóanyagot a mérés befejeztével ellenőrizni kell, illetve célszerű eltávolítani, mivel a megkötött nedvesség hatására elfolyósodik, károsítva a mérőeszközt. Alkalmazott detektor típus: félvezető detektor, amely nagyfeszültségű térrel leválasztott 218Po és 214Po leányelemek alfa-részecskéit detektálja. Működési mód: folyamatos diffúziós mintavételező. Mérési időintervallum: a készülék harminc perc alatt mért értékek átlagát tárolja a memóriájában, mérési tartomány: 80-50000 Bq/m3. Hátránya, hogy a szárító anyag miatt a diffúzió lassú, így jelentős 4-6 órás késéssel jelzi csak pontosan a radon szintet. Ezáltal a radon koncentrációjában bekövetkező változásokról is lassabban ad információt. Alphaguard PRO2000 Az Alphaguard mérőeszköz a radon-koncentráció meghatározása mellett páratartalom, hőmérséklet és légnyomás mérésére is alkalmas. Belső akkumulátoráról, vagy hálózati áramforrásról üzemeltethető. Magas páratartalom mellett is optimálisan működik, gyorsan érzékeli a radon-koncentráció változásait. Alkalmazott detektor típus: 0,56 dm3-es hengeres ionizációs kamra. A mintavétel diffúzióval üvegszálas szűrőn keresztül, vagy külső, 0,1-1 dm3/perc térfogatáramú szivattyúegység segítségével történhet. A műszernek kettő lehetséges működési módja van, pillanatnyi mintavételező (külső szivattyúval), és folyamatos mintavételező (diffúziós). Mérési intervallum: diffúziós mintavételezésnél: 10 vagy 60 perc, külső szivattyúval történő mintavételezésnél pedig 1 vagy 10 perc átlaga kerül a memóriába. Mérési tartomány: 2-2000000 Bq/m3 . Nagy érzékenységű és pontosságú mérőeszköz. Por és nedvesség tűrő tulajdonsága révén kiválóan bevált barlangi és bányabeli körülmények között egyaránt. Halk üzemű és gyors az eredménykijelzése. Alkalmazása esetünkben diffúziós üzemű mintavételezéssel, az órás átlagok mérésével történt Pylon WLx A WLx mérőrendszer radon és toron koncentrációk munkaszintjének meghatározására alkalmas berendezés. Masszív alumínium tokozásának köszönhetően ipari, bányabeli, petrolkémiai, laboratóriumi használatra egyaránt alkalmazható. Hálózatról és belső akkumulátorról is üzemeltethető. Alkalmazott detektor típus: félvezető detektor, amely a cserélhető szűrőrétegre leválasztott

218

Po és

214

Po radon és

216

Po és

212

Po toron leányelemek 70

alfa-részecskéit detektálja. A mintavétel belső, 0,5 dm3/perc térfogatáramú szivattyú egység segítségével történik folyamatos üzemmódban. Mérési időintervallum: 1 óra, mérési tartomány: 0,001-100 WL. EQF3020 A radon és a rövid felezési idejű leányelemek koncentrációjának valamint utóbbiak kötött és nem kötött frakciójának meghatározásához használtam az EQF3020 (SARAD gyártmány) berendezést. NRPB szilárdtest nyomdetektoros mérés Nyomdetektorokat az integrális mérési módszer eszközeként alkalmaztam. A detektorok 16 cm3 térfogatú polipropilén diffúziós kamrákban kerültek kihelyezésre, amely az NRPB (National Radiation Protection Board, UK) hivatalos detektortartója. A kamrába való rögzítés Blue-tech ragasztóval történt, amely nem sérti a detektor felületét, nem hagy szennyeződést rajta és hosszabb időn keresztül stabilizálja a detektor helyét a kamrában. A nyomok előhívása során a detektorokat 6M-os NaOH oldatban, 90±0,5 OC-on 2,5 óráig marattam. A kiértékelés a menüvezérelt VIRGINIA képanalizáló rendszerrel történt, amelyet a KFKI-ban fejlesztették ki. A nyomdetektoros mérésekhez TASTRAK CR-39 (Track Analisis Systems Ltd. Bristol, UK) szilárdtest nyomdetektort használtunk. A TASTRAK átlátszó polikarbonát (alil-diglikol-karbonát), hőkezelt műanyag, amely kémiai és fizikai összetételéből adódóan képes alfa-részecskék detektálására. Sűrűsége 1,3 g/cm3 a lapkák vastagsága 1,5 mm, területük 1 cm2. Működési mód: diffúziós üzemű, folyamatos mintavételezéssel. Mérési időintervallum: néhány naptól akár fél évig. Minden mérés esetén 1 hónapos mérési intervallumot alkalmaztam. Mérési tartomány: 50-35000 Bq/m3 1 hónapos mérési idő esetén. Radon exhaláció mérése A radon exhaláció mérése a radon koncentráció időbeli változásának mérésével történt. Ahhoz, hogy ez megtörténhessen, meg kellett gátolni, hogy a radon eltávozzon, a detektálási, keletkezési helyről. Ehhez általában fémhordót használtam, mivel a radon nem képes átjutni a fémen. A koncentrációt ionizációs kamrával rendelkező AlphaGuard műszerrel mértem. A mérések során aktív módban alkalmaztam a berendezést, maximális (1 liter/min) keringési teljesítményt beállítva. 71

A mérőkamra térfogatának és a mérési időnek ismeretében az exhaláció az E = (ΔC×V)/F×Δt összefüggés alapján számítható, ahol E

exhaláció (Bqm-2s-1),

ΔC

a radonkoncentráció változása Δt idő alatt,

V

kamratérfogat (m3),

F

a mintatartó felülete (m2),

Δt

mérési idő (s).

Radonemanáció mérése A kőzetben keletkezett

222

Rn csak egy kis hányada képes kijutni a pórustérbe. A méréshez a

226

Ra - 222Rn egyensúlyi állapot bekövetkezését kell biztosítani zárt térben, 28 nap várakozási

idővel. A detektálásra ezután nyílik lehetőség, mellyel meghatározható a mintából kijutott 222

Rn aktivitása, illetve az emanációs tényező, ami a pórustérbe került és szemcsékben

keletkezett radon aktivitás-koncentrációjának hányadosát jelenti. Mérés során a mintákat szárítást követően üvegampullákba töltöttem, majd végeiket leforrasztottam. 28 nap elteltével ZnS(Ag) szcintillátort tartalmazó Lucas-cellába való áthajtás után mértem a beütésszámot.

2.4.2. Az alkalmazott mérőeszközök kalibrációja és megbízhatósága  A mérőeszközök és a nyomdetektorok kalibrálása a Genitron Instrument által gyártott EVO 3209 számú kalibrációs kamrával történt, a Pylon WLx eszköz kivételével, amelyet a gyártó kalibrált. A kalibráló kamra saválló acélból készült hordó, melynek fedelén csappal zárható csonkok, kémlelő nyílások, egy RS-232 kimenet, és 2 db 12 V-os egyenáram bevezető csatlakozó van. A csatlakozók szerepe, a ventilátor és az elektromosan vezérelhető radon forrás áramellátásának biztosítása. A szűrővel ellátott, csappal lezárt csonkon át lehet mintát szívni a 210,5 dm3 térfogatú hordóból. A kalibrációhoz PYLON modell 2000A jelű radon forrás került felhasználásra. A radon forrás (226Ra): aktivitása 105,7±0,4% kBq, radonkibocsátása a fém edényben 100%, –20 és +40 ºC, illetve 0-300 kPa között. A kalibráció során különböző nagyságrendű, ismert radonkoncentrációk lettek beállítva a forrás segítségével a kalibráló hordóban, majd megtörtént a mérőeszközök által detektált értékekkel, illetve nyomsűrűségekkel való összevetése. 72

A mintavételes és folyamatos működésű eszközök a mérés időtartama alatt a radonból illetve a bomlástermékekből származó detektált alfa-részecskék által kiváltott impulzusokat számolják. A mérés során figyelembe kell venni a bomlási sorban található, szintén alfasugárzó 210Po hatását, amely a detektor felületre tapadt hosszú felezési idejű (21 év) 210Pb-ból keletkezik. A

210

Po alfa-részecskéi növelik a hátteret, ezáltal csökken a mérési érzékenység.

Integrális mérési módszer esetén ez elhanyagolható, mivel minden új mérés megkezdése előtt a diffúziós védőtok desztillált vízzel és alkohollal meg lett tisztítva. A hosszabb ideje használt tokoknál pedig ellenőrző háttér méréseket kellett végrehajtani. Az Alphaguard PRO2000 működése során figyelembe veszi ezt a tényezőt és a mért radonkoncentráció függvényében automatikus háttérkorrekciót hajt végre. Ugyanez a többi mérőeszköz esetén nem áll fenn. A háttér alacsony szinten tartása érdekében törekedni kell a minél nagyobb aktivitások minél rövidebb idejű mérésére. Diffúziós üzemmódban működő mérőeszközök esetében kikapcsolt állapotban is bejut a radon a detektortérbe, ellenőrizetlen hátteret hozva létre, akár az Alphaguard PRO2000 esetében is. Ezért üzemen kívül a mérőműszereket lehetőségekhez mérten radonmentes helyen kell tárolni. A mért impulzusszám a következő összefüggéssel jellemezhető: *

I

M

= IH + M

−I t t H

H

*

M

=I +I − I t t H

H

M

M

H

ahol: IM - mért impulzus szám IH+M - mért és a háttér impulzus szám IH - háttér impulzus szám I*H - tH alatt mért háttér impulzus szám tH - háttérmérés időtartama tM - mérés időtartama A szórás négyzet a következő kifejezéssel jellemezhető:

σ

2

=

I

⎛ ⎞ + I H I H ⎜ tM ⎟ ⎜ ⎟ ⎝ tH ⎠

2

*

M

ahol: σ - szórás 73

ez átrendezve:

σ

2

=

I

M

⎞⎛ ⎞ * ⎛ + I H ⎜ t M ⎟⎜1 + t M ⎟ ⎜ ⎟⎜ t H ⎟⎠ ⎝ t H ⎠⎝

i

mivel

σ

2

I

=

H

M

=

I t

H

, ezért:

H

⎛ ⎞ + i H t M ⎜1 + t M ⎟ ⎜ t H ⎟⎠ ⎝

A standard deviáció a következő kifejezéssel jellemezhető:

s

=

σ I

100(%)

így:

σ

1 = I I 2

2

M

M

⎞ ⎟ 1 ⎟= ⎟ iM t M ⎠

⎛ ⎜ tM i t + ⎜1 + i t ⎜⎝ t H H 2

M 2

M

M

ahol

i

M

=

I t

⎧ ⎛ ⎜ ⎪ i H ⎨1 + ⎜1 iM ⎜⎝ ⎪ ⎩

+tM tH

⎞⎫ ⎟⎪ ⎟⎬ ⎟⎪ ⎠⎭

M M

egyszerűsítve:

s

=

1 I

1 2 M

⎧ ⎛ ⎜ ⎪ i H ⎨1 + ⎜1 iM ⎜⎝ ⎪ ⎩

1

⎞⎫ 2 t M ⎟⎪ + ⎟⎬ t H ⎟⎠⎪⎭

iM a következő összefüggéssel is jellemezhető:

i

M

= C Rn k

ahol: CRn - mért radon-koncentráció [Bq/m3], k - mérőeszközre jellemző állandó [imp/Bq], amely magában foglalja a sugárzás detektálásánál mutatkozó ingadozásokat, és a mérés elrendezés okozta rendszeres hibák ingadozásait. Integrális mérési módszer esetén a mérés a véletlenszerűen elhelyezkedő nyomok megszámlálásán alapszik, a nyomszámra érvényes az az általános összefüggés, hogy n megszámolt nyom esetén a 10%-os standard deviáció eléréséhez legkevesebb 100 nyom 74

megszámlálása szükséges. Minden detektor esetén a nyomszámlálást addig végeztem, hogy a standard deviáció ne haladja meg a 10%-ot. A mérés során felhasznált TASTRAK CR-39 detektor radonzáró fóliában vásárolható meg, de a gyártás során előfordulhat szennyeződése. Ezért minden új vásárlás esetén ellenőriztem a detektorokat, az esetleges háttérnyomok meghatározása miatt.

2.4.3. A munkavállalókra ható éves effektív dózis számításának módszerei  A munkavállalóra ható effektív dózis számítása az alábbiak szerint valósítható meg: 1. módszer: jogszabály előírása és az ICRP ajánlásai alapján, 2. módszer: az egyensúlyi faktor egyedi meghatározása alapján, 3. módszer: a radon rövid felezési idejű leánytermékei kötött és nem kötött frakciójának egyedi meghatározása alapján. 1. módszer részletesen: Az 1.5.2. fejezetben ismertetett jogszabályi rendelkezések és az ICRP ajánlásaiban szereplő DCF és F értékek alkalmazásával történik az éves effektív dózis meghatározása az alábbi képlet szerint: E = CRn ⋅ F⋅ t ⋅ DCF Ahol: E - éves effektív dózis [mSv/év], t - tartózkodási idő [h/év], DCF - munkahelyre vonatkozó ICRP dóziskonverziós tényező [7,9⋅10-9 Sv/Bqhm-3]. F = 0,4 az ICRP65 ajánlása alapján. 2. módszer Kávási (2006) korábbi vizsgálatai alapján javasolta, hogy a munkavállalók radontól származó becsült sugárterhelése jelentősen pontosítható az egyensúlyi faktor egyedi meghatározásával. Az egyensúlyi faktor meghatározása az egyensúlyi ekvivalens koncentráció közvetlen mérése alapján történik, ami Pylon WLx műszer segítségével határozható meg. A Pylon WLx műszer által jelzett munkaszint értékekből a következőképpen számolható az egyensúlyi ekvivalens koncentráció:

75

EEC = WL ⋅ 3700 ahol : EEC - egyensúlyi ekvivalens koncentráció [Bq/m3], WL - munkaszint. Egyensúlyi faktor számítása F = EEC/CRn ahol : F - egyensúlyi faktor, CRn - a mért radon-koncentráció [Bq/m3]. 3. módszer A bányában munkaidőben a radonkoncentráció éves átlaga a cselekvési szint alatt van. A fenti számítási módszerek alapján a sugárterhelés kisebb, mint 6,3 mSv/év, ugyanakkor az ICRP65-ben is megfogalmazásra került, hogy egy lakásban és egy bányában mért ugyanazon radontól ill. leányelem-koncentrációból származó sugárterhelés nem lehet azonos, mivel eltérőek a levegő minőségi paraméterek (pára- és aeroszoltartalom), melyek hatással vannak a leányelemek levegőben lévő arányára. Pontosabban a leányelemek kötött ill. nemkötött frakciójára, ami befolyásolja, hogy a légzőrendszer mely részei lesznek intenzívebb sugárterhelésnek kitéve. A sugárterhelés nagyságát a nehéz fizikai munkavégzés által kiváltott nagyobb légzésteljesítmény is befolyásolja. A levegőbe jutó radonból keletkező rövid életű leányelemek rendszerint pozitív töltésű ionok, amelyek rövid idő alatt 10 nm-nél kisebb AMD (activity median diameter) ioncsoportokat (cluster) képeznek a levegőben levő vízzel, oxigénnel vagy nyomnyi mennyiségű egyéb gázokkal. Ezeket a cluster-eket hívjuk nemkötött bomlástermékeknek. A cluster-ek néhány másodperctől pár percig tartó idő alatt rátapadnak a környező tárgyak felületére illetve aeroszolokra. Ezeket az aeroszolokat, amelyek mérete 101000 nm-ig terjed, kötött frakciónak nevezzük. Amennyiben a fenti paramétereket mérni tudjuk, akkor azt érvényesíteni lehet a DCF meghatározása során. Erre többféle modell létezik, jelen munkában a Porstendorfer által meghatározott metódust alkalmaztam. A leányelemek nem kötött frakciójának számításához használt összefüggés:

76

f un =

c cun + catt un

Ahol: fun: nem kötött frakció, Cun: a radon rövid felezési idejű nem kötött leányelemeinek potenciális alfa-energia koncentrációja (nJ m-3), Catt: a radon rövid felezési idejű kötött leányelemeinek potenciális alfa-energia koncentrációja (nJ m-3). A dóziskonverziós tényező számításához alkalmazott ún. Porstendorfer-formula, az fun ismeretében: Szájon át történő belélegzés esetén: DCFM = 101 fun + 6,7(1-fun) Orron át történő belélegzés esetén: DCFN = 23 fun + 6,2(1-fun) Ahol: DCFM/N: a dózis konverziós tényező, M index esetén szájon, N index esetén orron keresztül történő belélegzés esetén (mSv WLM-1). Kombinált DCF nehéz fizikai munkavégzés (pl. bányászok) esetére: DCFC = 0,6 DCFM + 0,4DCFN Ahol: DCFC: a dózis konverziós tényező kombinált légzés esetén. A munkavégzőkre ható effektív dózis számítását a DCF meghatározását követően az alábbiak szerint végeztem:

F ⎞⎛ t ⎞ ⎛ E = ⎜ C Rn ⎟⎜ ⎟ DCF 3700 ⎠⎝ 170 ⎠ ⎝

77

Ahol: E: effektív dózis (mSv/év), t: munkaidő (h/év). Mind a nemzetközi ajánlások, mind az európai országok legtöbbje és a hazai szabályozás is a cselekvési szintet éves átlagra vonatkoztatják. Ez logikusan azt jelenti, hogy legalább egy teljes éven át tartó vizsgálatsorozattal határozható meg a cselekvési szint, így leginkább integrális mérési módszer jöhet számításba.

2.4.4. Gamma‐spektrometriai mérések HPGe detektorral  A gamma-spektrometria a környezeti minták - esetünkben elsősorban a kőzetminták minőségi és mennyiségi eredményeit szolgáltatja. Az alfa-, bétabomlást, amennyiben a keletkezett atom gerjesztett állapotban marad, gamma-fotonok kibocsátása kíséri, ami mérhető és specifikus a kibocsátó radionuklidra nézve. Általában szcintillációs és félvezető detektoros gamma-spektrometriát különböztetnek meg. Hátránya a HPGe félvezető detektorhoz képest, hogy felbontása rosszabb, ezáltal nem alkalmas olyan minták elemzésére, amelyek nagyszámú radionuklidot tartalmaznak. Ezért a sok izotópot tartalmazó mintákat általában félvezető detektorral szokták mérni. A gamma-spektrum diszkrét energiavonalakból áll, a kibocsátott gamma-foton energiája jellemző egy adott izotópra. Ez adja a minőségi értékelés alapját. A detektorból érkező elektromos jel elő-, majd főerősítőt követően áramimpulzusként halad tovább, ami sokcsatornás analizátorba érkezik. Itt a különböző energiájú jeleket egy-egy csatorna tárolja. Ha több azonos energiájú impulzus érkezik, akkor az adott csatorna tartalmát megnöveli. Számítógépes szoftverek segítségével az innen kiolvasott adatok alapján felvett spektrum minőségi és mennyiségi információt szolgáltat az adott mintában előforduló radionuklidokról. A gamma-spektrometriás analízisek kulcslépése a minta-előkészítés. A minta homogenitására kell ügyelni, ami kőzetek esetében a homogén szemcseméretet jelenti. Ezt őrléssel érjük el, az őrlést megelőzően a „bányanedves” kőzetminták tömegállandóságig való szárítását is el kell végezni. Mérés során fontos a mérési idő helyes megválasztása. Elsősorban kis aktivitású környezeti minták esetén megfelelően hosszúra kell választani a mérési időt (>80000 másodperc), hogy kezelhető spektrumot kapjunk. Ugyancsak kis aktivitású mintáknál lényeges a háttér felvétele, mérés során erre rakódnak rá a csúcsok, ez hamisítja a mérési eredményt. A HPGe detektorok árnyékolását ólomtoronnyal valósítják meg, így gondoskodva a környezetből eredő sugárzás kizárásáról. Ezt nevezik passzív árnyékolásnak. A háttér felvétele több napos mérést jelent. A mérés során 78

a minta

226

Ra,

232

Th,

40

K aktivitás-koncentrációjának meghatározása a cél. Ezt a HPGe

félvezető detektorral felvett gamma-spektrum alapján, relatív módszerrel végeztem el. A mérőrendszer Eurisys EGNC 20-190-R gyártmányú n-típusú HPGe detektorból (hatásfok: 20%, energia felbontás: 1,8 keV a Co-60, 1332,5 keV csúcsánál) és Oxford-Tennelec/Nucleus PCA ME 8192 csatornás analizátorból áll. A mérések az ólomtornyon belül zajlottak. Az ólomtorony 10 cm vastagságú félköríves ólomdarabokból áll, belső felületén 10 mm vastag acélbéléssel. Fedele görgők segítségével mozgatható. A minta behelyezése felülről történik, s a detektor alulról nyúlik az ólomtoronyba. A minta tömegének ismeretében, a spektrumkiértékelés a következő lépések alapján történik: –

Energia kalibráció

–

Energia-hatásfok függvény

–

Csúcskeresés

–

Izotópazonosítás

–

Csúcsterület meghatározás

–

Háttérkorrekció

2.4.5. Kiegészítő vizsgálatok  Röntgendiffraktometria (XRD) A röntgendiffraktometriát finomra őrölt kristályos vegyületek (esetünkben kőzetalkotó ásványfázisok) röntgendiffrakciós képük alapján történő azonosítására használják. A kőzetminták finomra őrölt porát a röntgendiffrakciós berendezésben karakterisztikus röntgensugárzásnak teszik ki. A minta anyagát felépítő ásványok kristályrácsán a röntgensugárzás diffrakciót szenved (elhajlik), amennyiben a kristályrács és a sugárzás megfelelő szögben találkozik. Mivel a vizsgálat során nincs mód a megfelelő szög beállítására (a kristályrács orientációja nem ismert), a pormintát forgatni kell, és eközben a minta körül a szórt sugárzás intenzitásának változása mérhető. A szórt sugárzás intenzitása az adott anyag összetételére jellemző spektrumot ad. Fontos a szórt sugárzás „szelekciója”, ennek érdekében a sugárzást monokromatizálni kell. A monokromatikus röntgensugárzás a detektorba érve elektromos impulzusokatt gerjeszt, amelynek sorozata alkotja a spektrumot. Jelen munkában szereplő XRD-mérési eredmények a MTA Geokémiai Kutatóintézetében készültek. A vizsgálatok során PHILIPS PW 1710 készülék került alkalmazásra 45 kV feszültséggel, 35 mA csőárammal, grafit monokromátorral és Cu Kα sugárzást alkalmazva. 79

A módszerrel az adott kőzet ásványos összetevőire vonatkozóan elsősorban minőségi, alárendelten mennyiségi (félkvantitatív) információt kapunk, utóbbi a Bárdossy által módosított Náray-Szabó – Péterné – Kálmán eljárás alapján történt. Röntgen fluoreszcencia (XRF) A röntgenfluoreszcens spektrometria szilárd és folyadékminták elemi összetételének meghatározására szolgáló műszeres analitikai eljárás. A mintát röntgensugárzással sugározzák be, a mintában lévő atomok gerjesztődnek, és az adott elemekre jellemző karakterisztikus sugárzást emittálnak. Ezen karakterisztikus sugárzások energiája (hullámhossza) tehát elemről elemre változik. Ez a tény a minőségi elemanalízis alapja. Egy bizonyos elem karakterisztikus sugárzásának intenzitása annak koncentrációjával arányos, amely a kvantitatív analízist teszi lehetővé. Előnyei az XRD-vel szemben, hogy gyorsan, speciális előkészítés nélkül juthatunk adatokhoz (hordozható berendezések), de a mennyiségi meghatározás pontosságát a megfelelő mintaelőkészítéssel kell növelni. Jelen munkában szereplő XRF-mérési eredmények a MTA Geokémiai Kutatóintézetében készültek. Az elemzésekhez egy Philips PW 1410 típusú hullámhossz diszperzív spektrométer került alkalmazásra, melyet a Philips által kifejlesztett X31 (2.13 verzió) típusú szoftverrel felszerelt számítógép irányít. A röntgensugarakat króm anódú röntgencső gerjeszti 50 mA csőárammal és 50 kV feszültséggel. Konimetria A konimetria célja a bányalevegő porkoncentrációjának meghatározása. A mérés Zeiss K-10 Bergbaukonimeter típusú műszerrel történik. A koniméter a bányalevegőben jelenlevő por pillanatnyi koncentrációját méri, az eredmény szemcse/cm3 dimenzióban határozható meg. A porminta vétele rugós szivattyúval történik. A beszívott porszemcsék egy vazelinnel vékonyan bekent üveglemeznek ütődnek, megtapadnak, és mikroszkóppal megszámolhatók. A mérés során a koniméter kezelője a mérendő munkahelyen negyedévente egy teljes műszak valamennyi munkafázisában (pl. fúrás, robbantás, rakodás, szállítás, biztosítás) több mintát vesz a fenti módon, majd a kiértékelés során számtani átlagértéket határoz meg.

Bányalevegő térfogatáramának mérése A bányavágatokban áramló levegő térfogatáramát a vágat keresztszelvényének több pontján mért légsebességből és a vágat keresztmetszetéből határoztam meg. Itt figyelembe kell venni, 80

hogy a sebességvektorok a súrlódás következtében a vágattengelyben a legnagyobbak és a vágatfal felé haladva körkörösen csökkennek. A légsebesség meghatározásához a Gothe cég Pitot-cső elvén működő LuGa-10 (Luftgasmessunggerat) műszerét alkalmaztam.

2.5.

MÉRÉSI EREDMÉNYEK ÉS ÉRTÉKELÉSÜK 

2.5.1. Földtani képződmények radiológiai vizsgálata  Archív minták K, Th, U adatainak értékelése Az ÚMF kőzeteinek vizsgálatával párhuzamosan részletesen vizsgáltam az archív adatokat, melyeket részben a Mangán Kft, részben Polgári Márta (MTA Geokémiai Kutatóintézet) bocsátott rendelkezésemre. A 173 db archív minta leírásából és elemzési adataiból készített adatbázis értékelése és az 1.2.5. pontban ismertetett UCC és PAAS referenciaértékekkel való összevetés alapján tett megállapítások az alábbiak: -

A K, Th, U-tartalom a képződményekben szignifikánsan a referenciaértékek alatt marad.

-

A rodokrolitos sorozat Th/U aránya a referenciaértékekekből képzett aránynak megfelelő.

-

A feketepala oxidációja az U és Th koncentráció növekedésével járt.

-

A Th/U arány csökkenése jelzi, hogy a rodokrolitos sorozat oxidációja során (mind a rodokrolit, mind a feketepala esetében) az U-koncentráció nagyobb mértékben emelkedett, mint a Th-koncentráció.

-

A csárdahegyi primer kovás-vasas oxidos mangánérc U-tartalma meghaladja a Thtartalmát, ami a referenciaértékek Th/U arányával összehasonlítva mindenképpen anomális jelenség a kis koncentráció ellenére.

-

A rodokrolitos sorozat alsó (fekümenti) határfelületén gyűjtött oxidos konkréciók Th/U arány szempontjából az eredeti rodokrolit és annak oxidált változata között helyezkednek el, de itt csekélynek mondható az 5 db-os mintaszám.

A Th/U arány eltolódását a kapillárisvizek migrációja útján mobilizált U is okozhatja, de a képződéskori körülmények eltéréséből is következhet. A csárdahegyi minták „urános” jellege feltűnő, különösen annak tudatában, hogy a többi teleprészhez képest itt genetikai eltérés áll fenn. Találkoztam kiemelkedő, 181 ppm U-

81

tartalmú csárdahegyi mintával, ami foszforitos lencséhez kötődik. Anomális jellege miatt a 8. táblázatban szereplő átlagszámításnál nem vettem figyelembe. 8. táblázat. Természetes radionuklidok átlagos koncentrációi archív mintákban Képződmény

Átlag rodokrolit Átlag rodokrolit Átlag feketepala

Megjegyzés

Feketepalával együtt Feketepala nélkül Rodokrolitos környezetben Oxidált környezetben

Átlag feketepala Átlag szekunder oxidos Átlag primer Foszforit oxidos (Csárda-h.) lencse nélkül! Oxidos konkréciók a fekümészkő és a rodokrolit érintkezési zónában

Minta

K

Th

U

Th/U

db

m/m%

ppm

ppm

÷

58

1,17

3,96

1,13

3,51

35

1,20

2,91

0,86

3,39

11

1,25

9,43

2,30

4,10

9

2,12

12,66

7,28

1,74

57

1,60

3,67

3,47

1,06

21

0,94

3,00

4,23

0,71

5

2,00

2,20

1,04

2,12

2,8 3,1

10,7 14,6

2,8 3,1

3,82 4,71

UCC PAAS

Új kőzetvizsgálati eredmények 2002-2003. között 23 db kőzetminta gamma-spektrometriai elemzését végeztem el. A mintákat elsősorban karbonátos mangánérc és kísérőkőzetei alkották, valamint 2 mintát a külszíni mangános agyag-tározókból vettem. Ezek az első, tájékozódó mintavételek voltak, amelyek a fő kőzettípusok aktivitás-koncentrációjának nagyságrendi meghatározását és a bánya sugár-egészségügyi ellenőrzését szolgálták. Az eredményeket a 9. táblázatban foglaltam össze. A mért radionuklidok aktivitás-koncentrációi viszonylag nagy ingadozást mutatnak. A

40

K

esetén a legkisebb aktivitás-koncentráció a mangánérc-telep fekü mészkövénél, a legnagyobb a karbonátos mangánércnél figyelhető meg. A 226Ra esetén a legkisebb aktivitás-koncentráció a mangánérc-telep fekü mészköve esetében, a legnagyobb a mangános agyagnál figyelhető meg. A

232

Th esetében a legkisebb aktivitás-koncentráció a szürke rodokrozitos rétegnél, míg a

legnagyobb a radioláriás agyagmárgánál látható. 82

9. táblázat. 2002-2003.-ban elemzett minták aktivitáskoncentrációi 40

Minta megnevezése

Karbonátos Mn-érc főtelep (5 db) Oxidos Mn-érc (3 db) Fekü feketepala (5 db) Mn-érctelep fekü mészkő (3 db) Fedő feketepala (3 db) Karbonátos mangánérc (5 db) Mangános agyag (2 db)

226

232

K [Bq/kg] Átlag (min-max)

Ra [Bq/kg] Átlag (min-max)

Th [Bq/kg] Átlag (min-max)

629 (183-1249)

9 (3-23)

13 (6-27)

175 (162-189)

9 (8-9)

6 (6-7)

334 (82-769)

11 (4-22)

14 (6-29)

101 (9-162)

3 (2-3)

6 (5-7)

239 (47-461)

11 (9-13)

15 (9-20)

679 (234-1369)

7 (3-11)

11 (6-15)

525 (495-555)

68 (50-87)

35 (32-39)

Az eredmények jelentős szórása rávilágított arra, hogy az egyes képződmény típusokat további részletes vizsgálatnak kell alávetni, ha a radionuklidok anomális előfordulásait kívánom nyomozni. Ennek érdekében a következő években csaknem a teljes rétegsorra kiterjedő,

szisztematikus,

a

földtani

kutatómunka

szabályai

szerint

dokumentált

mintavételezést végeztem. Ennek fő eredményeit a 10. táblázat és a 11. ábra mutatja be. 10. táblázat. Aktivitás-koncentrációk az ÚMF rétegsora szerint (alulról felfelé haladva soronként fiatalabb rétegek következnek). A feltüntetett adatok egysége Bq/kg. Vast. (m)

232

Th

234

Th

226

Ra

212

Pb

210

Pb

212

Bi

40

K

Szürke-zöld rodokrolit (2. telep)

3-5

12,5

0

8,13

9,9

23,4

16,9

234

Köztes feketepala

5-8

24

38,4

28,5

23,4

55,1

27,2

512

Szeladonitos zöld rod.

0,8-1,5

5,75

0

3,06

7,14

8,3

32,9

1369

Szürke rodokrolit II (vékony)

0,04-0,08

2,65

15,7

18,6

1,6

8,5

6,4

70

Fekete rodokrolit

3-5

10,4

0

2,76

5,56

13,8

13,4

247

Szürke rodokrolit I.

0,0-0,1

11,7

10,8

10,7

7,03 13,19

11,4

414

Barna-zöld rodokrolit

1,8-3,0

14,7

2,3

10,3

12,2 14,57

17,3

1130

4,04

20,9

44,9

20,6

20,2

6,1

84,2

40,2

26,5

36,1

27,9

32,5

9,8

1028

Oxidos konk. a határfelületen Fekü feketepala Tűzkövesárki Mészkő F. Világátlag építőanyagra Világátlag talajra

0,3-1,0

6

3

101

-

50

50

500

-

45

32

420

83

11. ábra. 226Ra és 232Th aktivitáskoncentrációinak ábrázolása a rétegsor mentén (Bq/kg) Az emlékeztetőül feltüntetett világátlagokkal való összevetés megmutatja, hogy 226Ra és 232Th izotópok esetén egyik képződményben sincs jelentős anomália. A

40

K tágabb határok között

változik. A szeladonitos zöld rodokrolit és a barna-zöld rodokrolit esetében ez nyilvánvalónak tűnik a szeladonit nagy K-tartalma ismeretében. Figyelemre méltó ugyanakkor a fekü és a köztes feketepala 40K aktivitása között már a korábbi vizsgálatoknál is kimutatott különbség. A

226

Ra és

232

Th izotópok aktivitás-koncentrációinak rétegsor mentén való eloszlása egyrészt

a feketepalák és a határfelületi oxidos konkréciók nagyobb értékeire hívta fel a figyelmet, másrészt arra, hogy a Th/Ra arány is tág határok között változik a képződményen belül. A fent ismertetett jelenségek jobb megértése érdekében elvégeztem a határfelületi oxidos konkréciók és a feketepala minták kémiai vizsgálatát, melyben a MTA Geokémiai Kutatóintézete volt segítségemre. A kémiai elemzések röntgen-fluoreszcens (XRF) módszerrel készültek. Az ÚMF jelenleg bányaművelés alatt álló rodokrolitos kifejlődésére jellemző, hogy a fekü mészkő és az érctelep érintkezési határfelülete mentén, vagy annak közelében – sok esetben még a mészkőben vagy a feketepalában, tehát a rodokrolittal nem érintkezve – kemény, tömött szövetű, szürkés-kékesfekete, cm-dm nagyságrendű szabálytalan alakú mangánoxidos konkréciók jelennek meg, amelyeket többnyire vörösbarna vagy sárgásbarna vasas kéreg von be, mm-cm vastagságban (12. ábra). Ezt a két fázist (mangános és vasas) külön vizsgáltam. A mangános fázis K-, Th és U koncentrációit a 11. táblázatban mutatom be.

84

12. ábra. Határfelületi Mn-oxidos konkréció fekümészkőben, a fekü feketepalával érintkezésben a Ny-i bányamező területén. A kalapács fejhossza 23 cm. 11. táblázat. Határfelületi Mn-oxidos konkréciók K-, Th-, és U-tartalmának XRF eredményei (sárga kitöltéssel a maximális, vörös kitöltéssel a minimális értéket jelöltem.) Minta jele

3/030311-BL MID MP-12 MP-3 MP-6 MP-9 MP-F10 MP-F11 MP-F16 Átlag Klark

K Th (m/m%) (ppm)

3,46 1,88 3,11 2,97 0,55 1,87 3,89 1,79 2,44 2,6

1,4 2 0,9 2,2 1,7 2,5 2 3,6 2,04 8…12

U (ppm)

Th/U

0,9 1,7 0,6 1,1 1,2 1,2 1,1 2,2 1,25 2…3

1,55 1,18 1,5 2 1,42 2,08 1,81 1,63 1,64 4

Mn Fe Mn/Fe (m/m%) (m/m%)

47,67 44,26 44,19 44,42 46,82 42,02 48,6 29,92 43,49 0,1

2,94 2,2 4,64 1,2 5,9 1,75 1,08 4,89 3,08 5

16,21 20,12 9,52 37,01 7,94 24,01 45 6,12 20,74 0,02

A kémiai elemzés nem mutatott ki jelentős anomáliát. Elvégeztem a 11. táblázat adatainak geostatisztikai elemzését Pearson-féle korreláció érték meghatározásával. Ehhez az SPSS v15.0 geostatisztikai szoftvert alkalmaztam. A vizsgálat eredményeként megállapítható, hogy – amint az a kiegyenlített Th/U arányból is látszik – a Th és U a mintákban pozitív korrelációt mutat, melynek értéke 0,87. Markáns negatív korreláció mutatkozik a Mn és a Th (-0,803) illetve a Mn és az U (-0,761) között. A Th és U a 85

K-mal igen gyenge fordított korrelációt mutat (Th-K: -0,323, U-K: -0,483), ezeket statisztikailag már nem lehet figyelembe venni.

13. ábra. A K-, Th- és U-tartalom a határfelületi oxidos mintákban A határfelületi oxidos konkréciók jellemzően rendelkeznek egy barna-vörösbarna vasas kéreggel, amit eltérő jellege miatt 2 db mintán külön vizsgáltunk. Az eredményeket a 12. táblázatban tüntettem fel. 12. táblázat. Határfelületi Mn-oxidos konkréció vasas fázis K-, Th-, és U-tartalmának XRF eredményei K Th U Minta jele (m/m%) (ppm) (ppm) 3/030311BR 1,2 3,1 0,4 MP-1 1,45 4,2 0,6 Átlag 1,325 3,65 0,5 Klark 2,6 8…12 2…3

Th/U

7,75 7 7,38 4

Mn (m/m%) Fe(m/m%) Mn/Fe

8,29 0,78 4,54 0,1

34,97 40,07 37,52 5

0,24 0,02 0,13 0,02

Látható a Mn-tartalom jelentős csökkenése a Fe javára. A Th-tartalom a Mn-os fázishoz képest nagyobbnak, az U-tartalom kisebbnek adódott, emiatt a Th/U arány is nagyobb lett. Természetesen a kis mintaszám mellett az eredmények nem alkalmasak messzemenő következtetések levonására, de azt jelzik, hogy az eltérő ásványos összetétel eltérő radiokémiai tulajdonságokkal jár együtt ebben az esetben is. Mivel az ilyen vasas kérgek tömege a bányában levő kőzetek tömegéhez képest elhanyagolható, a radionuklid koncentrációk pedig kicsik, a radon forrás kutatása terén további figyelmet nem igényeltek. 86

Feketepalák vizsgálata A rodokrolitos sorozat feketepala mintáin kívül az oxidált sorozat átalakult feketepala-mintáit is vizsgáltam. Az eredményeket a 13. táblázat foglalja össze. Megállapítható, hogy a Mn-lamellit környezetében átalakult feketepalában az eredeti állapothoz képest Th-ban homogén, az U-t tekintve heterogén (adott rétegekhez kötött) dúsulás következett be. A Th koncentráció együtt változik a Fe-tartalommal, ami az átalakult feketepalák esetében markánsabban összesimuló trendet mutat (14. ábra). Itt kívánom megjegyezni, hogy a jelzett ábrán és a dolgozatban szereplő néhány ábra esetében előfordul az a szokásostól és logikustól eltérő grafikai megjelenítés, hogy diszkrét értékeket folyamatos vonallal összekötve ábrázoltam. Ez a trendek szemléletesebb bemutatása érdekében történt. SPSS v15.0 geostatisztikai szoftver alkalmazásával meghatároztam a 16 minta Pearson-féle korreláció értékeit. A Th és a Fe közötti pozitív korreláció értéke 0,629, ami gyenge korrelációnak minősül. Hasonlóan gyenge pozitív korreláció (0,643) áll fenn a Th és a K között. A Fe az MTA Geokémiai Kutatóintézet vizsgálata szerint a felsorolt mintákban mind Fe (II), mind Fe(III) formában jelen van, az összes Fe-hoz képest a rodokrolitos sorozat feketepaláiban átlagosan 75 %, az átalakult feketepala mintákban 85 % részarányt tesz ki a Fe (III). A Fe (II) részarányának csökkenése a feketepala átalakulása során, a pirit oxidációja miatt következik be. Mivel az átalakult feketepala minták esetében a Th és Fe koncentráció változás markánsabbnak bizonyult, valószínű, hogy a Th a Fe (III)-hoz kötődik, ami a gyakorlatban Fe2O3 ásványfázist jelent.

87

13. táblázat. Feketepala vizsgálati eredmények K Th U (m/m%) (ppm) (ppm) II 1,87 14,70 3,50 XV 1,13 11,60 0,40 XVI 0,99 6,50 1,30 XVII 0,87 7,00 1,90 XVIII 0,91 8,70 2,10 XX 1,00 5,30 1,40 XXI 2,30 10,40 2,90 XXXI 1,06 7,50 1,00 XXXIII 0,95 10,70 8,10 XXXIV 1,00 9,40 1,00 XXXVI 0,65 9,40 1,00 LX 2,77 15,50 23,30 LXI 2,05 14,30 2,10 LXVI 1,49 19,50 3,20 LXIX 1,69 12,60 25,00 LXX 1,91 14,30 1,50 ÁTLAG 1,42 11,09 4,98

Teleptani helyzet Mintajel

Fekü feketepala Köztes feketepala Köztes feketepala Köztes feketepala Köztes feketepala Köztes feketepala Köztes feketepala Köztes feketepala Köztes feketepala Köztes feketepala Fedő feketepala Átalakult feketep. Átalakult feketep. Átalakult feketep. Átalakult feketep. Átalakult feketep.

Th/U

4,20 29,00 5,00 3,68 4,14 3,79 3,59 7,50 1,32 9,40 9,40 0,67 6,81 6,09 0,50 9,53 2,23

Mn Fe 10Mn/Fe (m/m%) (m/m%) 0,70 5,21 1,34 0,38 4,60 0,83 0,95 4,62 2,06 2,84 4,34 6,54 7,33 3,51 20,88 1,81 5,11 3,54 4,05 4,85 8,35 8,68 5,87 14,79 1,85 6,92 2,67 3,22 4,47 7,20 4,00 4,48 8,93 1,52 4,60 3,30 6,33 6,35 9,97 0,76 10,21 0,74 1,52 8,35 1,82 4,28 9,72 4,40 3,14 5,83 5,38

14. ábra. A Th- és a Fe-tartalom változása a feketepala mintákban

88

Exhaláció vizsgálati eredmények Amint azt az 1.3.3. pontban megállapítottam, nem elegendő a kőzetek geokémiai és radiokémiai tulajdonságait megállapítani, hanem törekedni kell az emanációs tényező és az exhaláció meghatározására is. A kutatási munkák során összesen kettő minta, átlag rodokrolit és átlag feketepala emanációs tényezőjének és exhalációjának megállapítására került sor. A vizsgálatok a 2.1.3. fejezetben ismertetett eszközök segítségével történtek. A rodokrolit esetében a 14., a feketepala esetében a 15. táblázat adja meg az exhaláció értékét. A mérések során a minta 0-10 mm szemnagyságúra aprítva, a táblázatok első oszlopában feltüntetett rétegvastagságok szerint került elhelyezésre. A megadott exhaláció értékek három mérés számtani átlagait tükrözik. 14. táblázat. Rodokrolit átlagminta exhalációja Vastagság [cm] 6,00 11,00 16,00

Exhaláció [Bq/m2s1] 0,00039 0,00077 0,00098

15. táblázat. Feketepala átlagminta exhalációja Vastagság [cm] 5,00 13,00 17,00

Exhaláció [Bq/m2s1] 0,00068 0,00124 0,00145

A fenti adatokat a szemléletesség érdekében órás időtartamra vonatkoztatva azt kapjuk, hogy a 0-10 mm-es szemnagyságú, 10 cm nagyságrendű rétegben elterített minták nagyságrendileg 4 Bq/m2/h radonexhalációval jellemezhetők. Bányabeli körülmények között az exhaláció hatása egyrészt a bányavágatok falazatán, másrészt a robbantott készleten, mint szemcsés anyagon, harmadrészt a levegőben szálló poron keresztül érvényesül. A fenti mérések ezek egyikét sem modellezik megfelelően, az eredmények leginkább a por és a robbantott készlet hatása közé helyezhetők. Ha rodokrolitban végzett vágathajtási munkára extrapoláljuk a kapott eredményt, a következő – első közelítésnek tekinthető – eredményt kapjuk. Egy átlagosan 10 m2 keresztmetszetű vágat 1 m hosszú szakaszának kialakításakor kirobbantott 10 m3 tömör térfogatú kőzettest a lazulás miatt 18 m3 térfogatú, átlagosan 1,2 m 89

vastagságú törmelékhalmazként terül el a munkahelyen a robbantást követően. A szemcsék mérete 0 és 300 mm között változik, a tapasztalatok szerint Gauss-féle eloszlást követve, tehát kb. 150 mm-es középérték vehető figyelembe. Eszerint mind a tényleges törmelékhalmaz rétegvastagsága, mind pedig szemcsemérete tízszerese a kísérletben szereplő mintának. Feltételezhető, hogy a rétegvastagság növelése növeli, a szemcseméret növelése viszont csökkenti az exhalációt, így ezek a tényezők elhanyagolhatók. A mérés során alkalmazott hordóban kialakított mintatérfogat V = 0,04 m3 volt, a felület, amelyen keresztül a radon kiáramolhatott, a hordó átmérője alapján F = 0,07 m2. A vizsgált esetben V = 18 m3, F = 15 m2 (a vágatszélesség és a lerobbantott készlet hosszának szorzata). A rakodás időtartama átlagosan 2 óra (7200 sec). Az emanáció ismeretében, a 2.1.3. pontban szereplő képletet átrendezve: ΔC = (E×F×Δt)/V „E” értékét nagyságrendileg E = 0,001 Bqm-2s-1-nak vettem. Így ΔC = 6 Bq/m3 értéknek adódik. Ez a bányalevegőben mért radonkoncentrációkhoz (500-8000 Bq/m3) viszonyítva csekély érték. Amennyiben a fenti modell helytálló, kijelenthető, hogy a rodokrolit exhalációja nem indokolja a bányalevegőben kialakuló nagy radonkoncentrációkat. Emanáció vizsgálati eredmények Az emanáció mérések során a 2.1.3. pontban ismertetett eszközöket és módszereket alkalmaztam. Az eredményeket a 16. táblázatban foglaltam össze. A feltüntetett értékek három mérés eredményeinek számtani átlagai. 16. táblázat. Rodokrolit és feketepala minták emanációs tényezője Minta Rodokrolit Feketepala

ε [%] 13,44 2,02

Irodalmi adatokkal összehasonlítva, a rodokrolit emanációs tényezője a talajokéhoz, a feketepaláé a tömörebb szövetű anyagok, pl. a kiégetett tégla emanációs tényezőjéhez hasonló értéket vesz fel (Bossew 2003).

90

2.5.2. Bányavizek vizsgálati eredményei  A bányában fakadó vizek kémiai, vízminőségi elemzésének eredményeit a 17. táblázatban foglaltam össze. Az ivóvízre előírt határértékeket a 10/2000 KöM-EüM-FVM-KHVM rendelet és a 201/2001 Korm. rendelet szerint vettem figyelembe. A vízelemzéseket a veszprémi ÁNTSZ laboratóriuma végezte, a radontartalmat a Pannon Egyetem Radiokémiai és Radioökológiai Intézetében határoztam meg. 17. táblázat. A bányavíz minőségi jellemzői Vizsgált Mérték 175 mB sz Ny-i b.m. Bányavíz Ivóvízre előírt paraméterek egység zsompok 182 mB sz. 241 mB sz. határértékek

Fajl.vez.kép.

μS/cm

500-550

570-600

730-840

2500

KOIps

mg/l

0,4-1,3

0,65-2,2

0,07-5,9

3,5

Klorid

mg/l

7-8

5-8

14-24

250

Nitrát

mg/l

6,5-9,5

6,5-9,0

23-32

50 (10,25,80)

Nitrit

mg/l

0,01

0,01

0,01

0,1

Ammónium

mg/l

0,02

0,02

0,02-0,24

0,2

Össz.keménys.

mg/l

168-210

204-282

238-288

50-350

Szulfát

mg/l

20-34

25-79

35-80

250 (200,250,500)

mmol/l

5,2-8,2

6,8-8,2

6,2-8,2

-

Vas

mg/l

0,00

0,00

0,00-0,02

0,2

Mangán

mg/l

0,02

0,02-0,16

0,00-0,20

0,05

-

6,6-7,2

6,5-7,0

6,5-7,0

6,5-9,5

Bq/l

0,8-4,2

2,2-5,1

1,9-6,3

-

Lúgosság

pH Radon

Látható, hogy a vízben oldott radontartalom egyik vízfakadási helyen sem kimagasló, a mért értékek azonos nagyságrendűek. Az egyes vízfakadási helyeken mért radontartalom kisebb mértékű eltérései a következők: -

A legkisebb értékek a fő vízmentesítő telep nagy térfogatú zsompjaiban összegyűjtött víz esetén voltak mérhetők.

-

A mért eredmények közepes értékeit a Nyugati bányamezőből fakadó vizeknél tapasztaltam.

-

A maximális értéket a 241 mB szinten, a lezárt Északi bányamező irányából fakadó vizeknél tapasztaltam, az eredmények többsége azonban nem áll távol a Nyugati bányamezőben mért értékektől. 91

A vízben oldott radontartalom nagyságrendileg nem különbözik bármely közfogyasztásra szánt ivóvíz radontartalmától.

2.5.3. A bányalevegőben végzett radonmérések eredményei  A 2.3. fejezetben ismertettem a bányaüzem szellőztetési rendszerének felépítését. A bányalevegőben végzett radonmérések hálózatának kialakításánál azt az alapelvet követtem, mely szerint a behúzó légáramban ellenőrizzük a belépő koncentrációt, vizsgáljuk a fejtésekben kialakuló (a termelő munkahelyeken különszellőztetett rendszerben napi 8 órát töltő dolgozókra leginkább ható) koncentrációt és vizsgáljuk, hogy a kihúzó légáramban mennyire hígul a koncentráció. A vizsgálatok során nagyszámú integrális eszközt (nyomdetektort) alkalmaztam és rendszeresen telepítettem folyamatos mérőeszközöket is annak érdekében, hogy az egyműszakos telepítés esetében a szellőztetésből kizárt időtartam és a szellőztetett időtartamban fellépő koncentrációk közti különbséget meg lehessen állapítani.

Integrális radonmérések eredményei A fenti elv alapján a bánya különböző pontjain, több éven keresztül havonkénti cserével, nyomdetektorokkal végeztem az integrális radon-koncentráció méréseket. A 2003-2004. években kihelyezett detektorok telepítési helyét az 14. ábrán, a helyek jellemzését pedig a 18. táblázatban mutatom be.

92

18. táblázat. Mérési helyek megnevezése (2003-2004. évi mérések) Detektor jele

Helyszín

Mb1

178 mB szinti fejtési mező

Mb2

186 mB szinti fejtési mező (régi ferde gurító)

Szellőztetés jellege Diffúzióval szellőztetett Különszellőztetett

Mb3

186 mB szinti fejtési mező (déli haránt vágat)

Különszellőztetett

Mb4

186 mB szinti fejtési mező (déli csapásvágat)

Különszellőztetett

Mb5

180 mB szinti fejtési mező

Különszellőztetett

Mb6

192 mB szinti fejtési mező

Különszellőztetett

Mb7

203 mB szinti fejtési mező

Különszellőztetett

Mb8

241 mB szinti főkihúzó légvágat

Főkihúzó légáram

Mb9

175 mB szinti szivattyúkamra (fő vízmentesítő telep)

Főbehúzó légáram

14. ábra. Mérési pontok elhelyezkedése a 2003-2004. évi mérések során 93

Az áthúzó szellőztető vágatban lévő detektorok: Mb8 Mb9 (Dmb1, Dmb2). Különszellőztetett vágatban lévő detektorok: Mb2, Mb3(Dmb5), Mb4, Mb5, Mb6(Dmb3), Mb7(Dmb4). Zárójelben az ott telepített munkavállalók detektor száma van feltüntetve. Diffúzióval szellőztetett vágatban levő detektor: Mb1 A mért értékek összefoglalását a 19. táblázatban tüntettem fel. Az egyes mérési pontokra vonatkozóan kigyűjtöttem az 1-3-6 hónapos mérések legnagyobb, illetve legkisebb értékeit, melyek a mérési pontoktól függően eltérő hónapokra is eshettek. 19. táblázat. Különböző pontokon mért radon-koncentráció 1-3-6 és 12 havi átlag értékei

Mérési pont Mb1 Mb2 Mb3 Mb4 Mb5 Mb6 Mb7 Mb8 Mb9

1 hónap

Átlagos radon-koncentráció [Bq/m3] 3 hónap 6 hónap

minimum maximum

147 329 263 355 231 357 368 229 118

3484 2168 1586 1749 2137 1140 2339 2017 1427

minimum maximum

330 700 339 564 571 471 504 424 427

2251 1317 1008 1238 1665 935 1532 1373 1030

minimum maximum

303 709 441 941 721 597 652 532 285

1633 1068 756 1027 1364 913 1294 1027 901

12 hóna p 968 794 575 984 997 718 970 756 593

Látható, hogy a mért értékek igen jelentős szórást mutatnak. Ezek a jelentős eltérések a bányában kialakuló természetes légmozgásnak tulajdoníthatók, amit a bányabeli és a felszíni levegő közötti hőmérséklet és nyomáskülönbségének köszönhetően alakul ki. Ennek hatására a radon-koncentráció az évszakoknak megfelelően változik a bányában (nyáron nagy, télen kicsi), ami a természetes légmozgás által befolyásolt mérési pontokon (Mb1, Mb8, Mb9) jól nyomon is követhető. Az egyes pontokon mért éves átlagos radon-koncentráció értékeket a 20. táblázatban tüntettem fel. A 9 mérési pont 817 Bq/m3 éves átlagot eredményezett. A minimális érték 593, a maximális 997 Bq/m3–nek adódott (1,7-szeres eltérés).

94

20. táblázat. Radon-koncentráció éves átlaga a 2003-2004. évi mérések szerint Mérési pont

Mb1 Mb2 Mb3 Mb4 Mb5 Mb6 Mb7 Mb8 Mb9

Évi átlagos radonkoncentráció [Bq/m3] 968 794 575 984 997 718 970 756 593

Éves átlag (teljes)

817

Éves átlag (Mb1-2-4-5-7-8)

912

Intervallum

593-997

2006.-ban tovább növeltem a mérési pontok számát. A kihelyezett integrális eszközök telepítési helyeit és a mért értékeket a 21. táblázat és a 15. ábra mutatja be.

15. ábra. Nyomdetektorok telepítése 2006.-ban 95

21. táblázat. A 2006. évi nyomdetektoros mérések eredményei Detektor szám 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20

május 252 667 1006 700 893 718 755 643 327 834 447 827 575 610 1023 227 140 452 671

június 718 818 735 1016 790 1044 1120 1163 783 682 1038 866 788 790 525 912 614 149 349 603

július 1165 829 681 1343 1402 1964 1126 1017 1126 861 1087 1121 1192 992 711 1058 1111 409 430 850

augusztus szeptember október 844 613 606 815 681 706 1085 961 1101 1501 959 1469 1125 933 1030 1802 1647 2488 1233 964 1128 1225 1091 1319 1377 1008 969 908 567 771 1138 1293 1544 1177 891 1251 1481 1321 1205 1304 782 2135 788 705 1050 1160 1153 930 745 293 557 332 263 992 911 625 1042 967 775

Átlag 700 770 872 1216 997 1640 1048 1095 984 686 1156 959 1136 1096 668 1059 653 308 627 818

Látható, hogy kevés kivétellel valamennyi mérési ponton szezonálisan előfordul az 1000 Bq/m3 feletti havi átlagos aktivitáskoncentráció. Ha a teljes mérési időtartamra vonatkozóan átlagolunk és az 1000 Bq/m3 beavatkozási határérték alapján csoportosítjuk az eredményeket, akkor az ezt meghaladó (illetve alulról szorosan közelítő) átlagértékű eredményeket, valamint az ezektől jelentősen kisebb értékeket mutató eredményeket különíthetjük el. Egy ilyen csoportosítást követően az alábbi táblázatot kapjuk (22. táblázat)

96

22. táblázat. A mérési pontok osztályozása a határérték alapján 1000 Bq/m3 és felette Detektor jele 4 5 6 7 8 9 11 12 13 14 16

1 2 3 10 15 17 18 19 20

Helyszín megnevezése

186 mB szinti ferde gurító 241 mB szinti javítóműhely 241 mB szinti záró léggát előtere 186 mB szinti harántvágat 186 mB szinti D1 csapásvágat 241 mB szinti légvágat 192 mB szinti 2. sz. munkahely 203 mB szinti 3. sz. munkahely 178 mB szinti lezárt munkahely 180 mB szinti P. jelű munkahely 180 mB szinti alapvágat 1000 Bq/m3 alatt 175 mB szinti alapvágat 175 mB szinti javítóműhely 186 mB szinti D2 csapásvágat Fő vízmentesítő telep 180 mB szinti rendező 175 mB szinti aknarakodó 367 mB szinti táró 315 mB szinti aknarakodó 241 mB szinti vízmentesítő telep

Áthúzó légáram Diffúziós Diffúziós Áthúzó Különszellőztetett Főkihúzó Különszellőztetett Különszellőztetett Diffúziós Különszellőztetett Áthúzó

Kőzetkörnyezet ÚMF EMF EMF ÚMF ÚMF EMF ÚMF ÚMF ÚMF ÚMF EMF

Főbehúzó Diffúziós Különszellőztetett Áthúzó Különszellőztetett Áthúzó Főbehúzó Főbehúzó Áthúzó

BIK ÚMF ÚMF BIK ÚMF BIK ZMF ZMF BIK

Légáram jellege

A „BIK” kőzetkörnyezeti kód arra utal, hogy az adott bányatérség beton idomkővel biztosított, ami 40 cm vastag, nagy nyomószilárdságú beton falazatot jelent, így az eredeti kőzetkörnyezet nem vehető figyelembe (esetenként nem is ismert). A 20. táblázat alapján megállapítható, hogy jellemzően a főbehúzó légáram közelében levő bányatérségekben kisebb a radonkoncentráció. Ezen belül kiemelten figyelemre méltó a „2” jelű mérési pont, ahol diffúziós szellőztetés és az ÚMF kőzetkörnyezet ellenére viszonylag kis koncentráció figyelhető meg. Hasonlóan meglepő eredményt ad a „3” és a „8” jelű mérési pontok összehasonlítása, mivel minden tekintetben azonos adottságú párhuzamos vágatokról van szó. Mindez arra utal, hogy a radonkoncentráció kialakulását nem elsősorban az ÚMF jelenléte határozza meg.

Folyamatos radonmérések 2004. márciusában 2004. március 25-én, csütörtöki napon a bánya négy pontjára telepítettem Radim5 illetve Alphaguard műszereket, melyek a következő hét hétfőig üzemeltek. A négy pont az alábbiak szerint rendelhető a szellőztetési rendszer elemeihez: 97

203 mB szinti munkahely (3. csapat): termelő munkahely különszellőztetett vágatokkal, a bányalevegő hőmérséklete 16 °C, kőzetkörnyezet ÚMF, vágatbiztosítás fa. 186 mB szinti munkahely (5. csapat): termelő munkahely különszellőztetett vágatokkal, a bányalevegő hőméréséklete 16 °C, kőzetkörnyezet ÚMF, vágatbiztosítás fa. Tűzoltó szertár: behúzó légáram nem közvetlenül a külszín közelében, az 5. csapat által már elhasznált levegőjű, a hőmérséklet 13 °C, kőzetkörnyezet EMF, vágatbiztosítás acélíves, fa béleléssel. 241 mB szinti kihúzó: kihúzó légáram, hőmérséklete 12 °C, kőzetkörnyezet EMF, vágatbiztosítás acélíves, fa béleléssel. A mérési hálózatot a 16. ábra szemlélteti. A bánya gépi szellőztető rendszere a mérés idején csak munkaidőben üzemelt. A mérés során a külszíni hőmérséklet éjszaka -2, nappal +3 °C körül alakult. A hőmérésékleti értékeket fokbeosztású higanyos hőmérővel mértem.

16. ábra. A 2004. március 26-28-i folyamatos mérés mérési hálózata 98

A folyamatos mérés során felvett radon aktivitáskoncentráció-diagramból a pénteki nap 24 órájára vonatkozó szakaszt valamint a hétvégét ábrázoló szakaszt a 17. és 18. ábrákon mutatom be.

17. ábra Radonkoncentráció a bánya különböző pontjain 2004. március 26-án, pénteken.

99

18. ábra. Radonkoncentráció a bánya különböző pontjain 2004. március 27-28-án,szombaton illetve vasárnap. A fenti eredmények alapján az alábbi megállapításokat teszem: -

Mind a pénteki napon, mind pedig a hétvégén az 5. munkahely szignifikánsan nagyobb radonkoncentrációkat mutat a szellőztetési időn kívül, a gépi szellőztetés hatására a koncentráció a többi helyszín szintjére szorítható.

-

Pénteki napon mind a négy helyszín mérési eredményein értékelhető módon megjelent a gépi szellőztetés hatása, amely a radon aktivitáskoncentráció csökkenését okozta a szellőztetés megindításakor (5.00 órától), valamint azonnali emelkedését a szellőztető rendszer leállítását követően (14.00 órától).

-

A hétvégén a mérési helyszínek levegője kiegyenlített radonkoncentrációt mutat. 18.00 órakor, a szivattyúkezelő érkezése miatt a szellőztető rendszer mintegy 20.00 óráig üzemeltetve volt. Az egyes diagramok lefutásában ez késleltetésekkel jelentkezik.

Meg kell jegyezni, hogy a 3. és 5. munkahelyek közötti földtani különbségek alapján a radon aktivitáskoncentrációjának a mérthez képest ellentétes viselkedését vártam, az alábbi okokból:

100

-

A 3. munkahely felett és mellett több szintben öreg műveletek helyezkednek el, melyek üregrendszere alkalmas lenne nagy radonkoncentrációjú légterek kialakulására és a fejtési felszakadásokon keresztül az „élő” munkahely levegőjével való kommunikációra. Az 5. munkahely viszont újonnan nyitott területen, korábbi műveletektől távol, ép kőzetben kialakított fejtési mezőben volt ekkor.

-

A magasfedőben a 3. munkahely környezetében jelen van az ABF és a több fejtési szelet felszakadásain keresztül a kommunikáció is elvben megvalósulhatott volna. Az 5. munkahely magasfedőjében az ABF már hiányzik.

Folyamatos radonmérés 2009. januárjában A fenti elvnek megfelelően mérési pontot alakítottam ki a 175 mB szinti behúzó légáramban („Mélyszint behúzó”), ahol a főbehúzó aknától mintegy 50 m-re, 40 cm vastag betonidomkő falazattal biztosított vágatban áramlik a levegő a bánya belsejébe. A levegő hőmérséklete a mérési ponton 11 °C. Mérési pontot alakítottam ki az 5 sz. termelő munkahelyen (5. cs.), ahol fa trapézácsolatokkal és nem zárt béleléssel biztosított különszellőztetett vágatban, ÚMF kőzetkörnyezetben helyezkedett el a műszer. Az 5. munkahely bányaművelési szempontból a második művelési szeletben volt ekkor, tehát a vágat felett mintegy 4 m-re öreg műveleti üregrendszer alakult ki, amellyel azonban közvetlen kommunikációs kapcsolat a mérés idején nem állt fenn. A bányalevegő hőmérsékletét a mérési pont környezetében 15 °C-ban határoztam meg. A 241 mB szinti kihúzó légáramban (241 kihúzó) zártan bélelt acélbiztosítású vágatban, EMF kőzetkörnyezetben helyezkedett el a műszer. További mérőhely lett kialakítva a főkihúzó légakna felszíni nyílása közelében, az aknaházban (II. akna), az aknaszáj nyílástól 1 m-re. Valamennyi műszer a talp közelében, mintegy 0,3 m magas fa állványon nyert elhelyezést. A külszíni hőmérséklet a mérés idején éjszaka -4, nappal +1 °C körül alakult. Az eredmények a 19. ábrán kerültek szemléltetésre.

101

19. ábra. Folyamatos radonmérés eredményei az egyes mérési pontokon 2009. január 19-22 (hétfő-csütörtök) között. A 19. ábrán látható mérési eredmények alapján az alábbi következtetéseket lehet levonni: -

A bányába belépő levegő radon-koncentrációja kicsi, átlagosan 71 Bq/m3. Ez megerősíti azt a korábbi tapasztalatot, hogy a légköri levegő eredeti állapotában illetve a függőleges aknán végighaladva nem mutat jelentős aktivitást.

-

A kihúzó légáram és főkihúzó légáram radon-koncentrációja között nincs jelentős különbség, tehát a kihúzó légvágat mészkőképződményei már nem járulnak hozzá jelentősen a környezetbe kilépő levegő radon koncentrációjához.

-

Az 5. csapaton mért radon-koncentráció jól mutatja, hogy a különszellőztetett bányatérségben, a szellőztető rendszer működési idején kívül nagyobb értékeket vesz fel növekvő tendenciával (maximális érték: 3840 Bq/m3). A görbe lefutása mutatja, hogy munkaidőben ez 100 alatti értékre csökken. Fontos rögzíteni, hogy a mérési pont az ajkai kőszéntelep kiékelődési vonalától keletre vízszintes vetületben kb. 200 m-re, a kőszénbánya egykori műveleteitől vízszintes vetületben kb. 300 m-re helyezkedett el. Továbbá a termelő munkahely bányaművelési állapota alapján kizárható, hogy a mérés idején a kőzetmozgások hatása az ABF képződményekkel kommunikációt biztosíthatott volna. 102

-

A II. aknai mérési ponton tapasztalt 2192 Bq/m3 értékű egyedi csúcs feltehetően külső okkal magyarázható (pl. mérési hiba).

Folyamatos radonmérés 2009. augusztus 11.-19. között A fenti időtartamban kettő mérési pont kijelölésére nyílt lehetőség, mindkettőt termelő munkahelyen alakítottam ki. A 20. ábrán „3” számmal jelölt mérési pont a 3. munkahelyet, az „5” számmal jelölt mérési pont az 5. munkahelyet jelenti. Utóbbi esetén a mérőhely azonos volt a 2009. januári mérésekkel. A méréseket Pylon Wlx berendezéssel végeztem, így a radon aktivitáskoncentráción túl az egyensúlyi ekvivalens koncentráció és az egyensúlyi faktor meghatározására is sor kerülhetett.

20. ábra. Mérési hálózat 2009. augusztus 11.-19. között Az eredményeket a 21. és 22. ábrán közlöm.

103

21. ábra. A 3. munkahely eredményei (Megjegyzés: a függőleges vezetőrácsok az adott nap 12.00 óránál vannak)

22. ábra. Az 5. munkahely eredményei. (Megjegyzés: a függőleges vezetőrácsok az adott nap 12.00 óránál vannak) 104

Mindkét munkahelyen munkaidőn kívül 3000-4000 Bq/m3 aktivitáskoncentráció alakul ki. Ezt azonban a szellőztető rendszer rövid idő alatt 100-500 Bq/m3 körüli értékre csökkenti (5. munkahely esetében átlagosan 220, szélsőértékben 110-625, 3. munkahely esetében 530, szélsőértékben 340-820 Bq/m3). A szellőztető rendszer leállítását követően csaknem ugyanilyen gyorsan vissza is áll az eredeti érték. A 3. munkahelyen hétvégén igen nagy érték is kialakult (8000 Bq/m3). Összevetve az eredményeket a korábbi években végzett folyamatos és integrális mérésekével, azt találjuk, hogy a 2009.-ben mért értékek nagyobbak. Az 5. munkahely 2004. évi folyamatos radonmérése alkalmával átlagosan 700, a 3. munkahelyen 400 Bq/m3 munkaidőn kívüli radonkoncentrációt mértem, míg 2009.-ben ez az érték átlagosan 3000-4000 Bq/m3.

2.6.

RADON ÉS LEÁNYELEMEITŐL SZÁRMAZÓ SUGÁRTERHELÉS  BECSLÉSE 

Fontos feladatnak tekintettem, hogy a bányában dolgozók sugárterhelését és az esetlegesen szükséges beavatkozások körét a lehető legpontosabban meghatározzam. A radonkoncentráció integrális és folyamatos méréssorozatai alapján egyértelműen megállapítottam, hogy a szellőztető rendszer üzemeltetése nélkül nagyobb radonkoncentrációk alakulnának ki a bányában. Megállapítottam ugyanakkor azt is, hogy a szellőztető rendszer a jelenlegi kivitelében alkalmas arra, hogy több napos üzemszünet (hétvége) után kialakuló nagy radon-koncentrációkat is rövid idő alatt hatékonyan csökkentsen. A radontól származó tényleges sugárterhelés becsléséhez elengedhetetlen fontosságú az egyensúlyi faktor ismerete. A földalatti munkahelyeken Kávási (2006) vizsgálatai alapján az eltérő légcsere, illetve a speciális munkafolyamatok miatt a szakirodalomban javasolt 0,4-es értéktől jelentősen eltérő értékek is adódhatnak. Ezért a radon-koncentráció mellett szükséges mérni a munkaszintet is, továbbá meghatározni a tényleges egyensúlyi faktort illetve időbeli változásait. A 2009. aug. 11.-19. között, két munkahelyen végzett folyamatos radon- és munkaszint-mérés eredményei alapján meghatározott egyensúlyi faktort és annak időbeli változását az előző pontban, a 21. és 22. ábrán bemutattam. A 23. táblázatban közlöm a munkaidőben mért egyensúlyi faktor átlagos, illetve szélsőértékeit.

105

23. táblázat Az egyensúlyi faktor értékei a 3. és 5. munkahelyeken 2009.08.11.-19. között Munkahely 3 5

Átlaga 0,36 0,46

Egyensúlyi faktor Minimuma Maximuma 0,21 0,58 0,27 0,74

Az egyensúlyi faktorra vonatkozó fenti átlagértékek közel állnak az irodalomban ajánlott F=0,4 értékhez. Az ICRP által ajánlott dóziskonverziós tényezővel, 1848 óra éves tartózkodással és a fent megadott, munkaidőre vonatkozó átlagos radonkoncentrációval számolva az effektív dózis a 3. munkahelyen E = 2,8 mSv/év, az 5. munkahelyen E = 1,5 mSv/év értékben határozható meg. Mindkét érték messze alatta marad a 6,3 mSv/év határértéknek. A munkahelyi radontól származó dózisbecslés úgy is elvégezhető, ha a dóziskonverziós tényezőt az ajánlott érték alkalmazása helyett megpróbáljuk közvetlenül meghatározni. Ehhez szükséges a radon rövid felezési idejű leánytermékei nemkötött frakciójának (fun) meghatározása. A fenti mérés során erre is lehetőség nyílt. Az erre vonatkozó eredményeket a 23. ábrán mutatom be.

23. ábra. A radon rövid felezési idejű leánytermékei nemkötött frakciója 2009. aug. 11.-19. között a 3. és 5. munkahelyen (Megjegyzés: a függőleges vezetőrácsok az adott nap 12.00 óránál vannak) 106

A 23. ábrán jól látható, hogy a szellőztető rendszer a nemkötött frakció értékére is hatást gyakorol, ami azt bizonyítja, hogy a sugárterhelés szempontjából az egyik igen fontos paraméter befolyásolható, a bányaszellőztetés megfelelő alkalmazásával csökkenthető. A másik említésre méltó jelenség, hogy hétvégén, természetes körülmények között akár 0,8 is lehet az fun értéke, ami nagyban kiemeli a szellőztetés fontosságát, mivel ennek hiányában többszörös dózisra kell számítani a munkaidőben jellemző értékhez képest. Ez felhívja a figyelmet arra, hogy szellőztetés hiányában hosszú idejű tartózkodás a bányában kerülendő. A mérés ideje alatt munkaidőben a fun átlaga az 5. munkahelyen 0,33 (min-max sáv: 0,220,46), a 3. munkahelyen 0,17 (0,07-0,23) volt. Figyelemre méltó a kétszeres különbség, ami e paraméter tekintetében is az 5. munkahely javára fennáll. A 2.4.3. pontban megadott képletek segítségével meghatároztam a kombinált dóziskonverziós tényezőt, majd ebből az effektív dózist, az egyéb paraméterek változatlanul hagyása mellett. Ekkor az éves effektív dózis az 5. munkahely esetében E5 = 8,14 mSv/év, a 3. munkahely esetében E3 = 9,66 mSv/év értéknek adódott. Mindkét érték meghaladja a határértéket. Meg kell jegyezni, hogy az fun paraméter mérését az ismertetett egyetlen alkalommal hajtottam végre, nyári időszakban. Feltételezhető, hogy az fun értékének alakulását is befolyásolja a radonméréseknél tapasztalt szezonális ingadozás. Ezért javasolható a mérést a téli és nyári időszakban, lehetőleg több hónapban, visszatérő jelleggel megismételni és az éves effektív dózis meghatározásához az fun értékét e mérésekből képzett statisztikai átlag formájában célszerű figyelembe venni. A két eltérő elv alapján végzett dózisbecslés eltérő eredményt hozott. A munkavédelmi kockázatértékelés logikája szerint ilyen esetekben a munkavállalóra nézve kedvezőtlenebb eredményt kell figyelembe venni és ennek megfelelő intézkedéscsomagot kidolgozni. Esetünkben a probléma tüneti kezelését két oldalról lehet megvalósítani: a szellőztetés fokozásával vagy a tartózkodási idő csökkentésével. Azonban a szellőztetés fokozásának is van egészségkárosító hatása, amelynek kockázata becsülhetően nagyobb, mint ebben az esetben a sugárvédelmi kockázat (krónikus légúti megbetegedések, sorozatos meghűlés, reuma, stb.). A tartózkodási idő csökkentése a bánya hatósági úton történő sugárveszélyessé minősítése útján valósítható meg. Ennek indokoltsága azonban aggályos. Egyfelől a nemzetközi sugárvédelmi gyakorlatban elegendő az ajánlásokban szereplő dóziskonverziós tényező alkalmazása, és mint láttuk, ezt alkalmazva a munkahely megfelel az előírásoknak. Másfelől a jelenlegi állapot szerint alacsony a végrehajtott mérések száma egy ilyen intézkedés 107

megalapozásához.

További

érvként

jöhet

szóba,

hogy

a

földalatti

bányászok

korkedvezményes nyugdíjjogosultsága miatt az aktív (munkahelyen töltött) életszakaszuk jelentősen rövidebb, mint más munkavállalóknak, ezért itt dózistartalék képződik. Mindezek alapján az alábbi sugárvédelmi beavatkozásokat fogalmaztam meg: -

Az áthúzó szellőztetést és a munkahelyi szellőztetést nyári időszakban munkakezdés előtt 2 órával javasolt megkezdeni, a berendezések automatizált indításával.

-

A

szellőztető

berendezéseket

el

kell

látni

olyan

berendezéssel,

ami

működésképtelenségüket állandó felügyelet alatt álló helyszínre (esetünkben külszíni portaszolgálat) hang- és fényjelzéssel kijelzi. Szervezési intézkedésekkel meg kell valósítani az ilyen esetekre az azonnali javítás lehetőségét (ügyeletes karbantartó szakember és aknaszállítógép-kezelő folyamatos alkalmazásával). -

A szellőztetési rendszer ellenőrzésére fokozott figyelmet kell fordítani (a gépészeti berendezések, a villamos energia-ellátó berendezések, a légterelő berendezések, a vágatok, a különszellőztető csővezetékek állapotának ellenőrzése, munkahelyi légcsere mérése, stb).

-

A szellőztetés tartós szüneteltetése vagy meghibásodása esetén a földalatti térségekből a munkavállalókat ki kell vonni és csak a felelős műszaki vezető által meghatározott szellőztetési időtartamot követően lehet a bányát újratelepíteni.

-

A személyi dozimetria módszereivel célszerű ellenőrizni a dolgozók tényleges sugárterhelését.

2.7.

A RADON FORRÁSÁNAK KUTATÁSÁRA IRÁNYULÓ  KOMPLEX VIZSGÁLATOK 

2.7.1. Az ABF és az ÚMF képződmények közötti radiokémiai  kommunikáció lehetőségének vizsgálata  Első megközelítésben a mangánérc és kísérőkőzeteinek rádiumtartalma alacsonynak mutatkozik a bányalevegőben mért radon-koncentráció értékeihez képest. Amennyiben a radon kizárólag a bányában vágatokkal feltárt kőzetekből származik, akkor magyarázatot kell találni arra, hogy mi okozza az eltérést, ha viszont nem, akkor meg kell találni az egyéb lehetséges forrást. A mangánérc-bánya esetében utóbbi lehetőséget a relatív nagy radioaktívanyagtartalmú ajkai kőszéntelepekkel való érintkezés jelenthetné. Mint az irodalmi rész

108

földtani fejezetében jeleztem, az ajkai kőszéntelepek esetében átlagosan 40 ppm U-tartalmat mértek. Érvek a fenti gondolatmenet mellett: -

A mangánérc Nyugati1 bányamezővel feltárt része és az ajkai kőszéntelep jelentős földtani fedésben van.

-

A kőszéntelep és a mangánérctelep bányaművelési területe jelentős fedésben van.

-

A fedésben lévő művelési területek felett felszínig ható mozgás (bányaszakadék) észlelhető.

-

A bányaszakadékon keresztül bányavíz lejutása a kőszenes és mangános öreg műveleteken keresztül biztosított a mangánércbánya vágataiba. Ugyanezen az úton levegő lejutása légmérésekkel nem bizonyított, de egyértelműen nem is kizárt.

A gondolatmenet szerint a kb. 100 éves Gyula-tárói kőszenes, és az 1976 óta folyamatosan, több szinten leművelt mangánérces bányaműveletekből származó fedőmozgások hatásai egymásra szuperponálódva egy összefüggő fellazult zónát alkotnak, amely a külszínig kiható, jól lehatárolható kőzetmozgást okozott (8. ábra). Ez a bányaszakadék víznyelőként működik, vízgyűjtő területe lehatárolható, a csapadékhozamok ismeretében az üregrendszerbe jutó víz mennyisége számítható. A bányászati megfigyelések szerint a szakadékkal érintett terület vetületében levő bányaműveletek fedőeredetű (öregműveleti) vízhozama valóban a csapadék járása szerint változik, a csapadékintenzitással arányos késleltetéssel, ami átlagosan 2 hét. A víz vertikálisan 150-200 m utat tesz meg ez alatt a relatíve hosszú idő alatt. A kőszéntelepes sorozattal érintkezve radiokémiai szempontból „elszennyeződhet”, rádiumtartalma megnőhet. Az élő vágatokba lejutó víz műszaki problémákat okoz, ezért a vágattalpon kb. 1 m3 űrtartalmú ásott, biztosított „kutakba” (bányásznyelven „zsomp”-ba) vezetik, ahonnan zagyszivattyúval továbbítják a bánya fő vízmentesítő-telepe felé. A zsompokban ideiglenesen nyugalomba jutó víz elvileg radonforrásként működik, a közvetlen kőzetkörnyezettől függetlenül növelve a bányalevegő radontartalmát (24. ábra).

109

24. ábra. A fejtésekben megjelenő szivárgó vizek kezelése. Vörös színezés jelzi a veszélyes gázok feldúsulásának lehetőségét. Érvek a fenti munkahipotézis ellen: -

Nemcsak a felszínmozgás vetületében lévő fejtési mezők bányalevegőjében észleltük a crádium

kőzet/cradon bányalevegő

hányados aránytalanságát, hanem főbehúzó légárammal

érintett, felszínig ható mozgásoktól mentes fejtési mezőkben is. -

A zsompokban a víz rövid ideig van nyugalomban ahhoz, hogy jelentősen megnövelhesse a bányalevegő radontartalmát. A zagyszivattyúk automatikus érzékelői általában 20-30 cm vízszint-emelkedés után bekapcsolják a szivattyút, 1×1 m-es zsomp esetén ez 200-300 l vizet jelent. A jellemző vízhozamok alapján ez azt jelenti, hogy a víz 20-40 percig van nyugalomban a zsompban.

-

A zsompok fa pallóval le vannak fedve, ami a gázcserét megnehezíti. Zsomptakarítás esetén a munkavállalók gyakran tapasztalnak veszélyes CO2-feldúsulást a zsomp légterében, ami bizonyítja, hogy a zsomp levegője az egyébként jól szellőztetett munkahelyi levegővel nehezen keveredik.

A fenti elgondolás ellenőrzésére komplex kőzet, víz és bányalevegő vizsgálatsorozatot hajtottam végre, illetve értékeltem a korábbi vizsgálatok eredményeit. A vizsgálatokhoz kialakított mintavételi hálózatot a 25. ábrán mutatom be. Az ábrán jelöltem az ABF kiékelődési vonalát (vastag fekete vonal), melytől K-i irányban nem folytatódik a kőszéntelep, valamint jelöltem a kőszénbánya műveleteinek keleti határvonalát (vastag barna pont-vonal).

110

25. ábra Mintavételi hálózat az ABF-ÚMF kommunikáció vizsgálatához

Kőzetvizsgálatok A bányaszakadék környezetében levő fúrások rétegsora megfelel az irodalmi részben közölt általános rétegsornak (1. ábra). A mangánércbánya földtani archívumában számos fúrómagláda megvan, így a kőszéntelep és kísérőkőzeteinek gamma-spektrometriai vizsgálatát el lehetett végezni. A 25. ábrán megjelöltem azokat a fúrásokat, amelyek a kőszéntelepet és a mangánérctelepet egyaránt harántolták és a fúrómagok is rendelkezésre álltak. A gammaspektrometriai vizsgálatok eredményeit a 24. táblázatban tüntetem fel.

111

24. táblázat. A vizsgált területen mélyült fúrások archív mintáinak gamma aktivitáskoncentrációja (kh: kimutatási határ) Mintaleírás Formáció Fúrás sz, mélységköz Agyag DF U-270 (42,70-43,00) Agyag ABF U-270 (43,00-49,30) Bauxitos DF agyag (GBF?)* U-292 (59,60-60,70) Kőszenes márga ABF U-292 (70,50-81,20) Kőszén ABF U-295 (63,80-66,60) Kőszén ABF U-295 (66,60-77,20) (*Gánti Bauxit F.)

Aktivitás-konc. [Bq/kg] 232 40 Ra Th K 246,8 29,2 174,6 102,5 35,0 109,0 226

124,2

98,2

268,7

180,2 163,3 130,5

kh alatt 3,13 22,4

kh alatt 47,2 63,8

A 24. táblázat eredményeit összevetettem a 2.5.1. és 2.7.2 fejezetekben bemutatott mangánérc és mangános agyag minták valamint a talajok és az építőanyagok globális átlagos aktivitás koncentrációival (25. táblázat). 25. táblázat Mn-érc és MA minták aktivitáskoncentrációjának összevetése az építőanyagokra illetve a talajokra vonatkozó világátlaggal 40

Minta megnevezése

Átlag Mn érc minták Átlag MA minták Világátlag építőanyagra Világátlag talajra

K [Bq/kg] 417 578 500 420

226

Ra [Bq/kg] 16 41 50 32

232

Th [Bq/kg] 14 40 50 45

A 24. és 25. táblázatok összevetése alapján látható, hogy a vizsgált archív fúrási mintákban a 40

K aktivitása kifejezetten kicsi mind a mangánérces képződmények, mind a talajok illetve az

építőanyagként alkalmazott kőzetek globális átlagához képest (a bauxitos agyagban mért maximális érték sem éri el a talajok világátlagát.) További meglepő jelenség, hogy a kőszenes márga képződményben, amely kifejezetten agyagos jellegű, kimutatási határ alatti

40

K

aktivitást mértem. Ezzel szemben az átlagos mangánérc-mintákhoz képest mintegy tízszeres a

226

Ra aktivitás-

koncentrációja a mintákban, kifejezetten nagynak mutatkozik az eocén korú agyagban (tízszerese a talajok globális átlagértékének). A 232Th aktivitása a 40K-hez hasonló hektikusságot mutat. A kőszenes márga kimutatási határ alatti

232

Th aktivitásával szemben a bauxitos agyag 100 Bq/kg nagyságrendű értéke

112

négyszeresen haladja meg a talajok globális átlagértékét. A kőszén mintákban szélsőségesen eltérő, 3,13 illetve 22,37 Bq/kg értékek mutatkoznak. Összességében a mangánérctelep magasfedőjében levő kőszéntelepes összlet illetve eocén képződmények világátlaghoz és a mangánérces sorozathoz képest kicsi illetve

40

K és nagy

226

Ra

232

Th aktivitás-koncentrációval tűnnek ki, annak ellenére, hogy a képződmények egy

része agyagos jellegű, tehát K-hordozó ásványokból áll.

Víz vizsgálatok A felszínmozgás vetületében lévő fejtési mezők zsompjaiból és a zsompokba vezető vízgyűjtő árkokból

(„csorga”)

illetve

főtecsepegésekből

vízmintákat

vettem

radontartalom

meghatározására. Kontrollként a felszínmozgással nem érintett területeken fakadó vizek radonkoncentrációját is megvizsgáltam. A vízvizsgálatok során a következő eredményt kaptam: a kőszénteleppel fedésben levő bányavágatokban gyűjtött 7 db vízminta átlagos radon aktivitáskoncentrációja 3,2 Bq/l, a kőszénteleppel fedésben nem levő fakadó vizekből gyűjtött 7 db minta esetében az átlag 3,1 Bq/l. (26. táblázat)

113

26. táblázat Vízminták radontartalma a bánya különböző területein A kőszénteleppel átfedésben levő terület mintái 1.1 Fedett zsompokból vett minta 3/090204 4/090204 2/090211 1.2. Zsompba a talpon befolyó vízből vett minta 5/090211 8/090211 1.3. Főtéből csepegő vízből vett minta 5/090204 1/090211 1. csoport ÁTLAG

222

Rn [Bq/l]

4,9 7,3 4,3 2,6 2,2 0,9 0,4 3,2

2. A kőszénteleppel átfedésben nem levő terület mintái 2.1 Zárt zsompokból vett minta 7/090211 3,3 6/090211 4,9 2.2 Csővezetékekből vett minta 9/090211 3,9 4/090211 2,2 3/090211 5,3 2.3 Korábbi vízminták Ivóvíz/2003márc 1,2 Iparivíz keverék 0,5 2. csoport ÁTLAG 3,1

Veszprémi ivóvíz Figyelmet

érdemel

az

a

jelenség,

hogy

a

főtéből

7,0 „frissen”

csepegő

vizek

aktivitáskoncentrációja jelentősen alacsonyabb a zsompokban tárolt illetve a vágattalpon csővezetékben vagy a csorgában vezetett vizekben mért értékekhez képest. Ennek magyarázata további kutatást igényel. Összehasonlítás-képpen a veszprémi hálózati ivóvíz radon aktivitás-koncentrációját tüntettem fel, ami mutatja, hogy a bányavíz egyik mintában sem produkált extrém értéket. Irodalmi adatok találhatók (Kovács et Somlai eds 2006, 2008) több hazai gyógyfürdő és ásványvíznyerő hely vizeinek radon aktivitás-koncentrációjáról. Az ilyen adatsorokban előfordulnak 80-100 Bq/l értékek is. Mindezek alapján kijelenthető, hogy a bányában fakadó vizek radontartalma nem járul hozzá jelentősen a bányalevegő radontartalmához. Az eddigi vizsgálatok arra utalnak, hogy a

114

magasfedőben észlelt jelentős 226Ra aktivitás ellenére, ha onnan származik is radon, az nem a víz közvetítésével jut a mangánércbánya üregrendszerébe.

Bányalevegő vizsgálatok Az integrális radonkoncentráció mérések adataiból kiválasztottam a bányaszakadékhoz vetületben legközelebb eső munkahelyet (3. munkahely), összehasonlításul pedig az ABF kiékelődési vonalától K-re eső munkahelyet (5. munkahely), valamint vizsgáltam az adott méréssorozat által meghatározott, a teljes bányára vonatkozó átlagértéket. Az eredményeket a 27. táblázatban foglaltam össze. 27. táblázat. A 3. és 5. munkahelyeken mért radonkoncentrációk átlagértéke (Bq/m3) Mérés 2003/04 évi 12 havi átlag 2006 évi 6 havi átlag

3. munkahely 718 1156

5. munkahely 984 1095

Bánya átlaga 912 924

A folyamatos radonmérések során 2004. március 26.-28. között mértem egyidejűleg mindkét munkahelyen. Ennek eredményeit a 17. és 18. ábrák mutatják be, amelyeken jól látszik, hogy az 5. munkahely légterében szignifikánsan nagyobb radonkoncentrációk jöttek létre, mint a 3. munkahelyen. Mindezek alapján meg kell állapítani, hogy az az eredeti hipotézis, mely szerint az ABF-val való kommunikáció növelheti a bányalevegő radontartalmát, a víz- és bányalevegő vizsgálatok alapján nem igazolható, noha a feltételezett forráskőzet Ra-tartalma valóban nagyobb a bányában található egyéb kőzetekénél.

2.7.2. A mangános agyag ásványtani, kémiai és radiokémiai jellemzése  Mind az irodalmi adatok, mind a saját vizsgálatok az oxidos érc egyes típusainak anomális Th/U-arányaira, illetve nagy szórást mutató Ra-tartalmára hívták fel a figyelmet. A bányában előforduló oxidos érc legnagyobb tömegét az agyagközös Mn-lamellit alkotja, melyet korábban ipari méretekben dúsítottak, a dúsítás agyagos maradékát (mangános agyag, MA) pedig a külszínen felhalmozták. Ismeretes, hogy a Mn-lamellit a rodokrolit természetes oxidációjából származik. A földtörténeti múltban végbement természetes oxidáció során a rodokrolit agyagtartalma elvált a mangánásványoktól, majd az emberi dúsítás fizikialag is elkülönítette

a

két

fázist.

Mivel

a

természetes

radionnuklidok

számos

esetben

agyagásványokhoz kötődnek, logikusnak tűnt a feltételezés, hogy a MA radioizotópokban dúsabbá válhatott. Ezért a bányabeli mintavétellel párhuzamosan ezekből a tározókból is vettem mintákat. Az előzetes vizsgálatok során megállapítottam, hogy a MA radioaktivitása a 115

bányabeli mintákét szignifikánsan meghaladja, ezért nagyobb léptékű vizsgálatokat végeztem, bízva abban, hogy a MA-ban az eredeti képződményen nehezen felismerhető ásványtani, kémiai, radiokémiai összefüggések kidomborodtak a dúsítás hatására. A 28. táblázat eredményeit tanulmányozva látható, hogy a talajosodott mangános agyagminták vizsgált radionuklid aktivitás koncentrációja kiugró eltérést a mangános agyag minták értékeihez képest nem mutat, sem elhordás, sem feldúsulás nem történt. A vizsgált minták

40

K aktivitás koncentrációjának legkisebb értéke a 119. számú (369±4%

Bq/kg), a legnagyobb a 102. számú mintában (757±2% Bq/kg) volt mérhető, az átlag 578 Bq/kg. A vizsgált minták

226

Ra aktivitás koncentrációjának legkisebb értéke a 120. számú (23±11%

Bq/kg), a legnagyobb a 116. számú mintában (63±9% Bq/kg) volt mérhető, az átlag 41 Bq/kg. A vizsgált minták

232

Th aktivitás koncentrációjának legkisebb értéke a 114. számú (25±11%

Bq/kg), a legnagyobb a 109. számú mintában (53±9% Bq/kg) volt mérhető, az átlag 40 Bq/kg. Az átlagok értékei alapján látható, hogy az oxidos mangánérc feldolgozása során keletkezett mangános agyag 40K- aktivitása 3-szor, a

226

Ra aktivitása 4,5-ször és a 232Th aktivitása pedig

6-szor nagyobb a kiinduló érchez képest. Az építőanyagok radionuklid tartalmához viszonyítva jelentős eltérés nem fedezhető fel, ezzel szemben a talajok világátlagához képest közel kétszer nagyobb a vizsgált radionuklidok aktivitás koncentrációja (28. táblázat). A 119. és 120. mintákban az összes minta átlagához képest kisebb aktivitás észlelhető, valamint a

40

K és

226

Ra legkisebb értékei is ezekhez a mintákhoz kötődnek. Mivel ezek a

minták a terület többi részén eltávolított talajosodott rétegből származnak, a

40

K aktivitás

csökkenése magyarázható a tározó felszínén élő növények K-felvételével. A mért aktivitás-koncentrációkat diagramon ábrázolva az egyes radionuklidok aktivitásai közti esetleges korreláció jól láthatóvá válik (26. ábra).

116

26. ábra MA minták aktivitáskoncentrációi 28. táblázat. Mangános agyag minták radionuklid tartalma Minta száma 101 mangános agyag 102 mangános agyag 103 mangános agyag 104 mangános agyag 105 mangános agyag 106 mangános agyag 107 mangános agyag 108 mangános agyag 109 mangános agyag 110 mangános agyag 111 mangános agyag 112 mangános agyag 113 mangános agyag 114 mangános agyag 115 mangános agyag 116 mangános agyag 117 mangános agyag 118 mangános agyag 119 talajosodott agyag 120 talajosodott agyag Átlag vizsgált minták Átlag oxidos érc Világátlag építőanyagra Világátlag talajra

Mintavételi mélység [cm] 10-20 20-40 0-10 0-10 20-40 10-20 10-20 20-40 0-10 0-10 20-40 10-20 10-20 20-40 0-10 0-10 20-40 10-20 5-15 15-30 -

40

K [Bq/kg] 705±2% 757±2% 701±2% 646±3% 602±3% 677±2% 531±3% 553±3% 712±2% 508±3% 533±3% 628±3% 606±3% 429±3% 439±3% 558±3% 619±3% 675±2% 369±4% 444±3% 578 175 500 370

226

Ra [Bq/kg] 55±9% 46±10% 40±10% 39±10% 32±10% 37±19% 29±10% 39±9% 38±9% 48±10% 39±11% 43±10% 52±10% 43±10% 46±10% 63±9% 44±10% 37±10% 32±10% 23±11% 41 9 50 25

232

Th [Bq/kg] 47±9% 39±10% 43±10% 45±9% 46±10% 42±10% 32±10% 40±10% 53±9% 34±9% 38±8% 46±9% 43±9% 25±11% 35±10% 41±10% 37±10% 41±11% 43±11% 30±10% 40 6 50 25

117

Mint a 26. ábrán látható, a

40

K és a

232

Th értékeinek változása szinte valamennyi minta

esetén szoros korrelációra utal, ami a 101-105 minták között negatív, a többi minta esetén pozitív. A

226

Ra és a

40

K vonatkozásában a 101-108 minták között áll fenn pozitív

korreláció, de kevésbé erős. Ez arra utal, hogy a Th-ra jellemzőbb a K-mal való közös előfordulás, mint a Ra-ra, illetőleg arra, hogy a 101-től 108-ig jelzett minták esetén nagyobb eséllyel lehet kapcsolat a K és a Ra között, mint a 109-120 minták esetében. A röntgendiffrakciós felvételek alapján végzett félkvantitatív becslés eredményeit a (a mennyiség a jelölőkeresztek számával arányosan nő) a 29. táblázatban foglaltam össze.

118

29. táblázat. A MA minták ásványos összetételének röntgen-pordiffraktometriás eredményei Szmek10Å 10 Å 7Å Mintavételi Kriptomelán Manganit Goethit Hematit Kalcit Litioforit Kvarc tit manganát filloszil. todorokit mélység KMn8O16 MnOOH FeOOH Fe2O3 1 2 3 SiO2 4 5 CaCO3 [cm] 10-20 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ + 101 20-40 +++ ++++ + ++ ++ ++ +++ ++ 102 0-10 +++ ++++ + ++ ++ ++ ++ ++++ 103 0-10 +++ ++++ + ++ ++ ++ ++ ++++ + 104 20-40 ++++ + ++++ + ++ ++ ++ +++ 105 10-20 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ 106 10-20 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ 107 20-40 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ 108 0-10 +++ + ++++ + ++ ++ + ++ ++++ 109 0-10 +++ ++++ + ++ ++ ++ ++++ 110 20-40 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ 111 10-20 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ 112 10-20 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ 113 20-40 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ ++ 114 0-10 +++ ++++ + ++ ++ ++ ++++ + 115 0-10 +++ ++++ + ++ ++ ++ + ++++ 116 20-40 ++++ ++++ + ++ ++ ++ ++ +++ ++ 117 10-20 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ 118 5-15 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ 119 15-30 ++++ ++++ + ++ ++ ++ +++ 120 1: (Na,Ca,K)xMn6O12 . 3-4,5 H2O; 2: (Na,Ca,K)x(Mn4+Mn3+)2O4 . 1,5 H2O; 3: Al14Li6(OH)42Mn2+3Mn4+18O42; 4: szmektit-montmorillonit

Minta száma

csoport; 5: szeladonit-glaukonit csoport (K,Al,Mg)x(Si8O20)(OH)4 (szeladonit), K0,6Na0,05Fe3+1,3Mg0,4Fe2+0,2Al0,3Si3,8O10(OH)2 (glaukonit)

Gipsz CaSO4

+ + + +

+ +

+

Az ásványtani vizsgálatok megállapításai az alábbiak: -

A MA minták uralkodó mangánásványa a kriptomelán, melynek szignifikáns Ktartalma nagyban hozzájárul az MA

40

K aktivitásához, valamint minden mintában

jelen van a todorokit és a manganát (birnessit). A manganit és a litioforit előfordulása unikálisnak tekinthető (109. sz. mintában mindkettő, 105. mintában a manganit). -

Az uralkodó vas-ásvány a goethit, de minden mintában megtalálható volt a hematit is.

-

Az agyagásványokat elsősorban a szintén K-dús glaukonit-szeladonit csoport tagjai képviselik, a duzzadó agyagok szmektit-csoportjának jelenléte alárendeltebb.

-

Fontos megállapítani, hogy a vizsgált területen az ásványos összetétel mind horizontális, mind vertikális irányban homogénnek tekinthető. Megerősítést nyert az a korábbi megállapítás, hogy a MA-ot alkotó ásványok kémiailag stabil formában vannak jelen.

-

Meg kell állapítani, hogy a MA agyagos és Mn-érces ásványfázisaiban egyaránt K-dús ásványok a dominánsak, így kizárólag ásványtani alapon a K-Th, illetve K-Ra korrelációt nem lehet egyértelműen az agyagos, vagy Mn-érces fázishoz kötni.

-

A félkvantitatív elemzések eredményei a kriptomelán-tartalom és a szeladonitglaukonit-tartalom között kis mértékű fordított korrelációt mutatnak.

(Meg kell jegyezni, hogy a Mn változatos vegyértékei mellett természetes körülmények között a Mn-ásványok többnyire keverék-ásványokként jelennek meg, így röntgenvizsgálat során a spektrumok csúcsainak átfedései miatt a pontos (fajszintű) meghatározás nem mindig megoldható. Továbbá a mért adatok alapján az adott ásvány besorolása a standardizált összegképletű és nevezékű ásványfajokba nem feltétlenül lehetséges, ezért a gyakorlatban az adott ásványcsoportra jellemző kötésméretet adják meg [Å] dimenzióban. Hasonló módon szükséges eljárni az agyagásványok körét tekintve is, a pontos faj szerinti besorolás a gyakorlati alkalmazásokban kisebb szerepet játszik, egyes csoportok esetében tapasztalati összegképleteket alkalmaznak.) Mivel az uralkodó agyagásványok mellett négy mintában (103, 104, 116, 117) a szmektitcsoport is megjelent, külön összevetettem ezen minták aktivitásait a többi minta átlagértékével (27. ábra). Megállapítottam, hogy az átlaghoz képest a 116. mintában tapasztalható eltérés a

226

Ra koncentrációban, ami egyúttal a 20 db minta maximális értéke.

Viszont ebben a mintában a félkvantitatív elemzés szerint kisebb a szmektit-tartalom, mint a

másik három mintában, tehát a nagyobb Ra-aktivitás és a szmektit-tartalom között korreláció nem mutatható ki.

27. ábra. A szmektites minták aktivitásainak összevetése a többi minta átlagával A MA minták kémiai összetételének vizsgálata A fentebb vizsgált 20 db-ból 14 db MA minta kémiai vizsgálata a MTA Geokémiai Kutatóintézetében készült, többelemes röntgen-fluoreszcens (XRF) módszerrel. A mérési eredményeket a 30. táblázatban foglaltam össze.

121

30. táblázat. MA minták egyes XRF vizsgálati eredményei (vörös kitöltéssel a legkisebb, sárgával a legnagyobb értéket jelöltük, összehasonlításul az aktivitáskoncentrációk a jobb szélső oszlopokban). 40K

Elem

Fe

Mn

Sc

Ti

V

Rb

Sr

Y

Zr

La

Ce

Egység

w%

w%

ppm

ppm

ppm

ppm

ppm

ppm

ppm

ppm

ppm

226Ra

232Th

101

13,23

8,2

18

4642

203

32

986

57

101

89

102

13,37

7,38

18

4466

197

28

776

53

98

63

Bq/kg Bq/kg Bq/kg 705 55 47 146 757 46 39 113

103

13,09

8,37

22

4463

194

39

939

56

96

70

136

701

40

43

104

12,82

7,15

22

4882

208

45

858

49

102

68

144

646

39

45

105

13,5

7,67

21

4698

202

34

1095

76

101

101

176

602

32

46

106

13,29

7,6

18

4583

196

29

834

52

96

73

122

677

37

42

107

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

531

29

32

108

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

553

39

40

109

13,88

7,27

22

5079

215

24

943

70

104

114

164

712

38

53

110

13,66

11,89

21

3945

180

19

1035

32

95

79

189

508

48

34

111

14,42

13,92

15

3288

159

13

1098

48

78

73

181

533

39

38

112

13,48

9,12

20

4315

191

25

990

64

93

91

145

628

43

46

113

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

606

52

43

114

13,25

17,56

16

2488

141

13

1301

42

60

72

211

429

43

25

115

13,49

15,93

17

3097

164

13

1175

38

78

70

236

439

46

35

116

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

558

63

41

117

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

619

44

37

118

13,39

7,25

18

4644

192

30

746

64

91

73

109

675

37

41

119

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

n.a.

369

32

43

120

15,86

10,51

16

4158

175

18

636

50

87

65

116

444

23

30

ÁTLAG

13,62

9,99

18,86

4196

187

26

958

54

91

79

156

KLARK

5

0,1

5

6300

110

120

450

31

130

18

46

578 -

41 -

40 -

Megvizsgáltam, hogy az egyes mintákban a jelentősebb fő- és nyomelemek arányainak változása és az aktivitáskoncentráció változása között mutatkozik-e valamilyen összefüggés. Ennek eredményei az alábbiak: -

A Mn eloszlása a Fe-nál szélesebb intervallumot mutat (Mn=7,15-17,56 m/m%, Fe=12,82-15,86 m/m%), ami kedvező a Mn és más elemek közti korreláció kimutatására. A Mn-koncentráció a

40

K aktivitáskoncentrációjával egyértelműen

fordított korrelációt mutat (28. ábra). Ez rávilágít arra, hogy a K-tól eredő radioaktivitásban az agyagásványok szerepe nagyobb, mint a kriptomeláné, valamint megerősíti a Th agyagásványokhoz kötött jelenlétét. -

Mint fentebb megállapítottam, a 40K és a

226

Ra közti korreláció a 101-108 sz. minták

között erősebbnek adódott, mint a 109-120 sz. minták esetében. Ugyanakkor a 40K és a 232

Th közötti korreláció gyengébb ebben a mintacsoportban. A két mintacsoport között

az ásványos összetevőket illető jelentős eltérés nem mutatkozott, a Mn-tartalom viszont a 101-108 mintacsoportban kisebb (több agyagásvány, kevesebb Mn-ásvány). Ugyanakkor a Mn-tartalom változásával a

226

Ra aktivitása gyenge pozitív korrelációt

mutat. Mindez arra utal, hogy a Ra mind az agyagos, mind az érces fázisban jelen van, valamint jelzi, hogy a Mn-tartalom csökkenésével már az egyes agyagásvány-családok eltérő radioaktív tulajdonságai hatnak erősebben a minta aktivitására. -

Rendkívül szoros a korreláció a Ti-koncentráció és a

232

Th aktivitáskoncentráció

között, a Ti erősebben korrelál a Th-mal, mint a K-mal. Egyúttal fordítottan korrelál a Mn-nal. A Ti a földkérgi átlagos gyakoriságnál valamivel kisebb arányban van jelen, feltehetően TiO2 (rutil) formában, agyagásványhoz vagy a kvarc fázishoz kötötten. A rutil Th-tartalmának lehetősége régóta ismert (pl. Clark et Botset, 1932), de ez további vizsgálatokat igényel. -

Szintén egyértelmű fordított korreláció látszik a Mn- és a V-, a Mn- és a Rb-tartalom 40

között. A fentiekben ismertetettek folytán a V és a Rb a

K ill.

232

Th

aktivitáskoncentrációval pozitív korrelációt mutat. -

Korreláció mutatkozik a Sr- és a Mn-tartalom növekedése között. A mangánércre vonatkozóan korábbi irodalomból is ismertek extrém nagy Sr-koncentrációk. Látható, hogy a MA a „Mn-szegényítés” után még átlagosan a klark-érték kétszerésének megfelelő Sr-tartalommal bír. Egyidejűleg Sr-tartalom a fordítottan korrelál.

40

K és

232

Th izotópokkal

-

Említést érdemel a 109 jelű minta, amely számos vizsgált paraméter esetén szélsőértéket, vagy szélsőértékhez közeli értéket vett fel, s amely az ásványtani vizsgálat szerint a 20 mintából egyedüliként tartalmazza a litioforit ásványt.

28. ábra. A Mn koncentráció és a 40K aktivitáskoncentráció összehasonlítása Látva az adatok feltűnő trendjeit, megvizsgáltam, hogy geostatisztikai módszerekkel is kimutathatóak-e ezek az összefüggések. Az SPSS szoftver 15.0 verziójának segítségével számított korrelációs mátrix (31. táblázat) részben megerősítette, részben kiegészítette a fenti ábrák alapján megfogalmazott következtetéseket. A mátrix alapján látható, hogy a Mn a Ba és Ce elemekkel erős pozitív, a Sr elemmel pozitív korrelációban, míg a Ti, V, Rb, Zr elemek koncentrációival és a

40

K,

232

Th izotópok

aktivitáskoncentrációival erős negatív korrelációban van. A felsorolt elemeket egymással összevetve megerősödik az a következtetés, mely szerint a Mn, Ba, Ce, Sr a mangánásványokhoz (feltehetően elsősorban a kriptomelánhoz), míg a Ti, V, Rb, Y, Zr az agyagos fázishoz köthetők a

232

Th és 40K izotópokkal együtt. A 40K ebből a szempontból meglepetést

hozott, mivel a kriptomelán K-tartalma is nagy. A

226

Ra esetében az negatív/pozitív előjelek

alapján lehet következtetést levonni, mely szerint a Ra inkább a Mn-Ba-Ce-Sr csoporttal fordul elő közösen. Azonban a korrelációs együtthatók annyira kicsik, hogy ezt nem lehet kellő megalapozottsággal állítani. Ez utóbbiból az is következik, hogy a Ra eloszlása nem függ ásványos vagy kémiai fázisoktól, feltehetően a MA-ban egyenletesen oszlik el.

124

31. táblázat. Korrelációs mátrix a MA minták adatbázisa alapján Mn

Ti

V

Rb

Sr

Y

Zr

Ba

40

K

Ce

226

232

Ra

Mn

1,00

Ti

-0,98

1,00

V

-0,94

0,97

1,00

Rb

-0,81

0,78

0,79

1,00

Sr

0,70

-0,66

-0,52

-0,41

1,00

Y

-0,67

0,66

0,64

0,47

-0,24

1,00

Zr

-0,91

0,95

0,97

0,74

-0,54

0,52

1,00

Ba

0,85

-0,77

-0,65

-0,57

0,89

-0,53

-0,62

1,00

Ce

0,79

-0,70

-0,57

-0,56

0,90

-0,42

-0,54

0,99

1,00

-0,85

0,80

0,83

0,72

-0,45

0,59

0,76

-0,70

-0,65

1,00

226Ra

0,17

-0,17

-0,01

-0,02

0,44

-0,32

0,00

0,30

0,32

0,21

1,00

232Th

-0,76

0,81

0,87

0,63

-0,21

0,73

0,81

-0,43

-0,32

0,79

0,10

40K

A főkomponens-analízis a fenti korrelációs mátrix alapján három főkomponenst mutatott ki, de ebből csak egy tekinthető kellően markánsnak, ezt a 32. táblázatban mutatom be. 32. táblázat. MA minták korrelációs mátrixából képzett főkomponens analízis szűkített eredménye Mn Ti V Zr 40 K 232 Th Rb Ba Ce Y Sc Sr La Fe 226 Ra A minták hány %-ára igaz:

-0,99 0,98 0,97 0,92 0,88 0,83 0,83 -0,79 -0,72 0,71 0,67 -0,61 0,37 -0,27 -0,10

48,3 %

A főkomponens-analízis megerősíti a Mn-Ce-Ba illetve Ti-V-Zr-Rb-Y-40K-232Th csoportok elkülönülését és a rádium elemcsoportoktól független jellegét. 125

Th

1,00

A MA archív vizsgálati eredményeinek, e munka keretében végzett ásványtani, kémiai és gamma-spektrometriai vizsgálati eredményeinek összevetése után az alábbi következtetéseket fogalmaztam meg: -

Mind az agyagásványok, mind a Mn-ásványok kémiailag bonyolult, kristálytanilag elegyszerű, rosszul kristályosodott szerkezete, mind az oxi-hidroxid típusú Mn- és Feásványok jelenléte arra hívják fel a figyelmet, hogy a nyersanyag adszorpciós kapacitása jelentős. Ezt erősíti a MA homogén fizikai és kémiai összetétele valamint homogén, igen finom szemnagysága. Mindez tág terepet enged a radionuklidok megkötődésének, felhalmozódásának.

-

Mivel a MA az in situ helyzetben (bányában) fellelhető Mn-lamellit agyagos fázisra dúsított része, aktivitás-koncentrációjának az eredeti Mn-lamellithez viszonyított megnövekedése arra utal, hogy a radionuklidok nagyobb eséllyel az agyagos összetevőkhöz kötődnek.

-

A megnövekedett radionuklid-koncentrációt az ásványtani vizsgálatok alapján nem lehetett egyértelműen adott ásványfázishoz vagy ásványfajhoz kötni.

-

Megállapítást nyert, hogy a Th- és a K-tartalom erősebb korrelációt mutat a mintákban, mint a Ra- és K-tartalom, illetve a Ra- és Th-tartalom.

-

Az elemeloszlás-vizsgálatok és a geostatisztikai eredmények arra utalnak, hogy a vizsgált radionuklidok közül a

40

K és a

232

Th az agyagos fázishoz kötődik. Az

agyagtartalom növekedésével a két nuklid közötti pozitív korreláció gyengül, feltehetően az egyes agyagásványok eltérő radioaktív tulajdonságai miatt. -

Az eredmények arra utalnak, hogy a

226

Ra mind az agyagos, mind az érces fázisban

jelen van. -

A vizsgálatok módszertani tanulsága, hogy a környezeti mintasorozatok (kőzet, talaj) radiológiai vizsgálatával egyidejűleg ásványtani-geokémiai vizsgálatokat is célszerű elvégezni. Az így keletkező nagyobb adatbázisokat statisztikai szemlélettel célszerű feldolgozni. Így mutatkozik arra esély, hogy egyes trendekből a sugárforrás geokémiai forrását nyomozni lehessen.

126

2.7.3. A bányalevegő fizikai paramétereinek hatása a radon‐koncentrációra  A bányabeli porkoncentráció hozzájárulásának vizsgálata a bányalevegő radontartalmához Mivel a kőzetek radonemanációja és a fajlagos felület (szemcseméret) között pozitív korrelációs kapcsolat áll fenn, felmerült a kérdés, a levegőben aeroszolt alkotó ércpor hatással van-e a radonkoncentrációra. További jelentős szempont, hogy a radon leányelemeknek a szálló por szemcséin való megtapadása és belégzése a dolgozókra ható dózist növeli. E két szempont miatt a porkoncentráció kérdésével foglakozni kell. A porfrakció a termelő munkahelyeken a robbantólyukak fúrásakor és a robbantás során keletkezik, és azonnal aeroszolt képez. A robbantás után a 30-45 perc szellőztetési idő miatt technológiai szünet következik, ennek során a porszemcsék egy része kiülepedik. Ezek nyilván a nehezebb szemcsék, ami ebben az esetben azt jelenti, hogy a jobbára agyagásványokat tartalmazó szemcsék nagyobb valószínűséggel maradnak aeroszolként a légtérben, mint a nagyobb sűrűségű mangánásványokat tartalmazó szemcsék. A gyorsabban kiülepedő porszemcsék egy része a rakodás és szállítás munkafolyamatai során újra a levegőbe kerül. Az úrkúti mangánérc-bánya az Országos Bányaműszaki Főfelügyelőség 4/1981 sz. utasítása alapján szilikózis-veszélyes munkahelynek minősül, ezért a termelő és kiszolgáló munkahelyek, valamint a be- és kihúzó légáram porkoncentrációját negyedéves rendszerességgel mérik. A koniméteres mérési eredményeket a 33. és 34. táblázatokban foglaltam össze, összevetve az adott időszak nyomdetektoros méréseinek eredményeivel. Ez az összevetés nem teljesen helytálló, mivel a nyomdetektoros mérés integrális, a koniméteres pedig pillanatnyi értékeket ad. Ennek ellenére azt az eredményt vártam ettől az összevetéstől, hogy a trendek kiolvashatók lesznek (a „porosabb” munkahely nagyobb radonkoncentrációval jellemezhető, vagy sem), mivel a porkoncentráció mérése során törekedtem a reprezentatív állapot mérésére.

127

33. táblázat. A koniméteres porkoncentráció mérés jellemző értékei. Az átlagértékek 2004.2008. közötti összes mérések számtani átlagaiból származnak. A feltüntetett értékek dimenziója: porszemcse db/levegő cm3 Termelő munkahely Behúzó légáram Kihúzó légáram

Átlagérték Minimum Maximum 154 138 162 19 14 24 78 70 84

34. a, és b, táblázat. A koniméteres porkoncentráció mérés és az integrális radonmérés eredményeinek összevetése 34.a)

2004 II. né 2004 III. né 2004 IV. né

Főbehúzó Por Rn 20 420 22 929 24 293

Főkihúzó Por Rn 78 713 82 1170 76 969

34.b)

2004 II. né 2004 III. né 2004 IV. né

Termelő munkahely2 Por Rn 155 936 158 1173 138 1544

Termelő munkahely3 Por Rn 162 657 148 1063 152 1251

Termelő munkahely5 Por Rn 154 1022 152 1109 148 1223

A „Por” értékek szemcse/cm3, az „Rn” jelzésű radon aktivitáskoncentráció értékek Bq/m3 dimenzióban vannak. Megállapítható, hogy a porkoncentráció kiegyenlített értékeket mutat, a kisebb eltérések nem alkalmasak arra, hogy azokból trendekre lehessen következtetni. A radon aktivitáskoncentráció ingadozása jelentősebb. A fenti néhány adatpár is igazolja, hogy a radon aktivitáskoncentráció a mérés fenti kivitele mellett nem mutat szoros összefüggést a porkoncentrációval. Az integrális radonmérés integrális (graviméteres) porméréssel kombinálva alkalmas lehet az eredmények további finomítására.

A robbantási időpontok és a radonkoncentráció változás összefüggésének vizsgálata A bányalevegő porkoncentrációjára legmarkánsabb hatást a robbantás gyakorolja. Mivel az egyes termelő munkahelyeken naponta végeznek kisebb-nagyobb robbantási műveleteket és ez jellegénél fogva jól dokumentált (felhasznált robbantóanyag mennyisége, felhasználás helye és időpontja percre pontosan rögzítésre kerül), a robbantásokról szóló nyilvántartás és a radonkoncentráció-diagramok megfelelő szakaszainak összevetése megoldható. 128

18 termelő műszak vizsgálatát elvégezve azonban csak egy esetben tapasztaltam, hogy a diagramon szereplő egyedi csúcs robbantási művelettel egyidejűleg jelent meg (29. ábra). A Robbantóanyag-felhasználási könyv adatai szerint az adott napon 9.20 órakor történt robbantás, 9 kg robbanóanyag és 29 db villamos gyutacs felhasználásával, mellyel mintegy 30 t rodokrolitot mozgattak meg. Aznap további robbantás is történt hasonló paraméterekkel, aminek viszont nincs hasonló hatása a diagramon. Hasonló egyedi csúcs további 4 műszakban volt megfigyelhető, de ezekhez robbantási műveletet nem lehetett kötni. Mindezek alapján a robbantási műveletek és a munkahelyi radonkoncentráció közötti korreláció keresését eredménytelennek minősítettem. Nem zárom ki azonban, hogy speciálisan erre irányuló további vizsgálatokkal ne lehetne a két „jelenség” között kapcsolatot feltárni.

29. ábra. Folyamatos radonmérés eredménye egyedi csúcsértékkel, dimenzió Bq/m3

A radonkoncentráció és a klimatikus paraméterek folyamatos mérésének eredményei Amint

azt

a

nyomdetektoros

mérések

eredményei

is

igazolták,

a

bányabeli

radonkoncentrációk szezonális ingadozást mutatnak a külszíni hőmérséklet függvényében. Ebből kiindulva több alkalommal vizsgáltam a radonkoncentráció és a levegő egyéb fizikai paramétereinek esetleges további korrelációját. Ehhez folyamatos radonmérés mellett a levegő hőmérsékletének, nyomásának és páratartamának egyidejű mérésére volt szükség. Ilyen méréssorozatot 2004. márciusában, majd 2009.-ben két alkalommal (januárban és augusztusban) hajtottam végre. A 2009. januári mérés mérési hálózatát a 30. ábra mutatja be. 129

30. ábra. A 2009. január 19.-21. között végzett folyamatos mérés mérőhálózata Mérőeszközt helyeztem el a behúzó légáramban a +180 m szinti alapvágat BIK biztosítású szakaszán a fő vízmentesítő telep közelében, a kihúzó légáramban és az 5. sz. termelő munkahelyen, valamint a 2. sz. függőleges akna külszíni aknarakodóján. A bányában mért relatív páratartalom, a légnyomás és a hőmérséklet adatok alapján ezek a paraméterek közel konstans értéket vesznek fel. A relatív páratartalom állandó jelleggel nagy: a behúzó légáramban és a termelő munkahelyeken 91-95 % között ingadozik, a kihúzó légáramban 99 % a jellemző érték. A hőmérséklet jellemző értékei a behúzó légáramban 1214 °C, a termelő munkahelyeken 15-17 °C, a kihúzó légáramban 13-15 °C. Mivel a változás kis mértékű, és ehhez képest a gépi szellőztetés okozta változás a radonkoncentrációban sokkal markánsabb, így a bányalevegő fizikai paraméterei és a radonkoncentráció változásainak esetleges korrelációját csak a gépi szellőztetés leállítása mellett lehetne kimutatni. Ilyenkor azonban a radonkoncentrációk nőnek, és az esetleges változásuk mértéke a mérési hibahatáron belüli. További lehetőségként vizsgáltam a külszíni levegő fizikai paramétereinek változását a bányabeli radonkoncentrációval összehasonlítva. Megállapítottam, hogy rövid, néhány napos 130

ciklusokat mérve értékelhető eredményre nem lehet számítani. A külszíni levegő hőmérséklete a nappali-éjszakai ciklusoknak megfelelően ingadozik, ami természetesen nem mutat összefüggést a felszín alatti paraméterekkel. A behúzó és kihúzó légáramokban 2009. január 19.-20.-án felvett radonkoncentrációkat összevetve a külszíni légnyomás változásával, az alábbi eredményt kapjuk (31. ábra):

31. ábra. A behúzó és a kihúzó légáram radonkoncentrációja a külszíni légnyomás változásával összehasonlítva. A függőleges tengely dimenziója Bq/m3. Látható, hogy a két radonkoncentráció-görbe hasonló lefutású, valamint az is, hogy a bányába lejutó levegő radontartalma átlagosan hatszoros növekménnyel távozik kihúzó légáram felé. A külszíni légnyomás változásával szoros kapcsolat nem mutatható ki. A fentiek alapján megállapítható, hogy az eddigi eredmények alapján sem a magasfedőből származó esetleges rádium, sem az érc agyagos fázisának ásványos összetevői, sem a bányalevegő fizikai paraméterei (robbantás és más technológiai folyamatok hatására kialakuló porkoncentráció, légnyomásváltozások, stb) nem tehetők felelőssé a bányalevegőben mérhető relatív nagy radon aktivitáskoncentráció kialakulásáért.

131

2.7.4. A bányalevegő radontartalmának összevetése a talajok pórusterében  kialakuló radonkoncentrációval  Irodalmi megközelítés alapján (Várhegyi et Somlai 2006) a föld alatti bánya extrém nagy talajpórusként fogható fel, így a talajok pórusterében kialakuló radonkoncentráció analóg példaként szolgálhat a bányalevegő radontartalmának prognosztikus meghatározására. Mivel a pórustérben kialakuló radonkoncentrációt befolyásoló, az 1.3.3. fejezetben ismertetett tényezők talajok esetében egzakt módon mérhetők, a megfelelő összefüggések alkalmazásával a várható radonkoncentráció számítható. A radonkoncentrációnak közvetlenül a talajok pórusterében történő meghatározására kiforrott módszerek állnak rendelkezésre, így a modell ellenőrzése megoldható. A hivatkozott cikk tartalmaz példát a fenti modellezésre, homogén közegnek tekintett talajok pórusterében kialakuló radonkoncentráció becslésére. A példa szerint különböző nedvességtartalom mellett azonos talaj pórusterében 15-45 kBq/m3 radon aktivitáskoncentráció alakul ki klark-értéknek megfelelő Ra-tartalom mellett. A talajok pórusterében végzett közvetlen mérések gyakorlati tapasztalata messzemenően alátámasztja a modell helyességét. Ha a fenti gondolatmenet helytálló, akkor egy felszín alatti bányában, mint nagy talajpórusban, az ugyanilyen nagyságrendű aktivitáskoncentráció nem számít szokatlannak akkor sem, ha a kőzetkörnyezet nem tartalmaz kiugróan nagy aktivitású Ra-forrást. A fentebb hivatkozott cikkben (Várhegyi et Somlai 2006) a szerzők közlik néhány magyarországi bánya archív méréseken alapuló légtéri radonkoncentrációját, úgymint: • Recsk mélyszinti rézérc-feltárás esetében jellemzően 1 kBq/m3 alatti koncentrációk (0,4-0,6 kBq/m3), hangsúlyozottan alacsony U-tartalmú kőzetkörnyezet és intenzív szellőztetés mellett, • Halimbai bauxitbányában 1 kBq/m3 nagyságrendjében ingadozó értékek szellőztetés mellett, a szellőztetés megszűnésével 3-4 kBq/m3. • Ajka, Jókai kőszénbányában folyamatos szellőztetés mellett 1-2,5 kBq/m3. • Mecsekurán Kft 4. akna: 50-350 kBq/m3 intenzív szellőztetés mellett. Fenti értékek alátámasztani látszanak az említett analógiát, azonban mindegyik esetben érdemes a kőzetkörnyezettel való összevetést elvégezni: • Recsk esetében a szerzők közlik, hogy „rendkívül alacsony” a forráskőzet U-tartalma, • A halimbai bauxit közvetlen fedője jellemzően a 40 g/t átlagos U-tartalmú ABF illetve a DF (Darvastói Formáció), mely utóbbinak Ra-tartalmára jelen munka 24. táblázatában szereplő 244 Bq/kg érték utal. 132

• A kőszénbányák kőzetkörnyezete az ABF 40 g/t U-tartalmával, illetve a 24. táblázatban szereplő 4 minta Ra-tartalmával (átlag: 144 Bq/kg), a fedőt alkotó DF pedig az előzőekben említett Ra-aktivitásával jellemezhető. Tehát

az

úrkúti

mangánércbányában

tapasztalthoz

hasonló

légtéri

radon

aktivitáskoncentrációk jellemzően anomális U- illetve Ra-tartalmú kőzetkörnyezetben alakultak ki más bányák esetében is. Általában nincs adat arról más bányák esetében, hogy a szellőztetés nélküli időtartamokban milyen koncentrációk alakulnak ki. Ez alól Halimba kivétel, és ott az úrkúti eredményekkel azonos nagyságrendű radonkoncentrációt mértek a nem szellőztetett időszakban. Figyelembe kell továbbá venni, hogy a talajpórusok és a bánya üregrendszerei között lényeges eltérések mutatkoznak. 1, A talaj mind szemcseszerkezet, mind egyéb fizikai tulajdonságok vonatkozásában homogén közegként kezelhető, míg egy bánya és környezete által alkotott rendszer nem (változatos kőzetkörnyezet, az üregek nem egyenletes eloszlása, stb.). 2, A modellszámítás során, a talajok esetén egzakt módon alkalmazható paraméterek egy része bánya esetén nem, vagy csak torzultan értelmezhető. A hézagtérfogat esetében nem egyértelmű, hogy a bánya teljes üregrendszerének vagy egy meghatározott részének térfogatát kell-e figyelembe venni, és azt milyen kiterjedésű szilárd közeggel kell összevetni ahhoz, hogy abból a hézagtérfogat hányadosa képezhető legyen. További, kezelhetetlen hibaforrásként merül fel a felhagyott üregek (nem mérhető) térfogatának hatása a hézagtérfogatra. A nedvességtartalom esetében hasonló a helyzet: a bánya üregeiben tárolt víz („pórusvíz”), a bányalevegő páratartalma, a vágatok körüli fellazult kőzetköpeny nedvességtartalma egyaránt befolyásoló tényező lehet. 3, Feltételezhető, hogy a radonatomok pórustérbe jutásának folyamata a pórusok méretének növelésével változik. Egyrészt a direkt és indirekt visszalökődési hányad arányai módosulnak (több radonatom kerül ki direkt visszalökődéssel, és kevesebb indirekt úton). Másrészt a bánya üregét körülvevő többé-kevésbé üde kőzetfelszín és a talaj erodált, apró szemcsékből álló szerkezete között nagyságrendi a fajlagos felület különbség, tehát a talaj pórusaiba több radonatom tud kijutni, mint a bánya „pórusába”. 4, A keletkező radon mennyiségét nem, de a mérhető radontartalmat befolyásolja a bánya üregrendszerének mesterséges, nagy teljesítményű szellőztetése, ami a talajok esetében nem merül fel „zavaró” tényezőként. Fentiek alapján a kétféle jelenség analóg megközelítése csak kellő körültekintéssel lehetséges.

133

A fenti problémafelvetés rávilágít arra is, hogy a hazai és nemzetközi irodalomban ritka az a típusú megközelítés, amit jelen dolgozat képvisel, vagyis a kőzet-víz-bányalevegő közegek egyidejű és körültekintő vizsgálatát. Emiatt nehéz referenciát találni a körülmények összehasonlításához, mivel az egyes szerzők többnyire nem vizsgálják egyidejűleg valamennyi szükséges paramétert. Kétségtelen tény, hogy a bányák légterében kialakuló radon aktivitáskoncentráció forrása csakis a kőzet Ra (áttételesen U) tartalmából származhat. A légtérben kialakuló radon aktivitáskoncentráció mértéke azonban komplex hatás eredménye, melynek tisztázásához a megfelelő földtani felkészültséggel végzett forráskutatás fontos alapinformációkat szolgáltat.

134

ÖSSZEFOGLALÁS  A föld alatti térségekben a radon koncentráció nagy értéket érhet el. Ennek ellenére az úrkúti mangánérc-bányászatban ezzel a kérdéssel korábban nem foglalkoztak, mivel a bányászati munkavédelmi irodalom a hasadóanyagok érceinek bányászatát tekintette potenciálisan veszélyesnek és a területen levő kőzetek 1990. előtti ellenőrzése nem mutatott radioaktív anomáliát. A vonatkozó szabályozás előírása szerint a bányatérségeket 2003.-ban ellenőrizték, és kiderült, hogy a radonkoncentráció jelentős értékeket is felvehet (akár 8000-9000 Bq/m3-t). A környező kőzetek rádium-tartalma azonban nem igazolja a fenti radon tartalmat, ezért a koncentráció csökkentése mellett a radon forrásának kiderítése fontos feladatként merült fel. A részletes ásványtani és kémiai vizsgálatokkal párhuzamosan elvégzett radiológiai felmérés nagyban finomította az egyes kőzetekről rendelkezésre álló ismereteket. Megállapítást nyert, hogy az oxidos érctípusban a radon anyaeleme, a rádium nem köthető ásványfázishoz, mind az agyag-, mind a mangán-ásványokban jelen van, míg a toron anyaeleme, a tórium a káliummal mutat korrelációt. Megállapítható, hogy a rodokrolit (karbonátos mangánérc) emanációs tényezője és exhalációja alapján, valamint alapul véve a bányában rendelkezésre álló rodokrolit-felület nagyságát (rodokrolitot harántoló vágatok felülete), a szellőztetés (folyamatos légcsere) mellett mért radonkoncentrációk létrejöttének nem adottak a feltételei. Megállapítható, hogy a nagyobb radonkoncentrációk kialakulása szezonális jellegű, a nyári hónapokhoz köthető. Ennek oka az, hogy nyáron a hőmérséklet különbség hatására létrejövő természetes áthúzó légáram jelentősen kisebb erősségű, így mesterséges szellőztetés nélkül (a nem termelő műszakharmadokban) a radon nem hígul fel. Adott bányatérség bányalevegőjében több év elteltével újra mért radonkoncentráció eltérése arra hívja fel a figyelmet, hogy a bányaművelési körülmények megváltozása („öreg műveletek” hatása) növeli a radonkoncentrációt. A kutatás jelenlegi szintjén a porképződés és a robbantási műveletek hatását a radonkoncentráció alakulására nem lehetett kimutatni. Megállapítható, hogy a magasfedőben jelen levő 40 g/t U-tartalmú kőszéntelep a víz közvetítésével nem befolyásolja jelentős mértékben a mangánércbánya levegőjének radontartalmát.

135

A bányalevegő potenciálisan nagy radontartalma indokolta a további sugárvédelmi méréseket és a csökkentési lehetőségek áttekintését.

A kutatómunka folytatásának lehetséges irányai  Az eredmények kiértékelése, diszkutálása során számos olyan kérdés merült fel, amelyek megválaszolására újabb vizsgálatokat követően kerülhet sor. Ezek az alábbiak: 1. A radonforrás kutatásának folytatása az egyes képződmények elemi összetevői esetében meghatározott korrelációkból kiindulva, az ásványi fázisok pontosításán keresztül, valamint a rétegsor mentén történő (vertikális) mintavételezés további sűrítésével történhet. A feketepala képződményekre kiemelt figyelmet kell fordítani mindkét esetben. 2. Az oxidos érctípusok eltérő Th/U arányának további vizsgálata szükséges annak eldöntéséhez, hogy az eltérő arány a képződéskor fennálló eltérő körülményekre utal-e és ha igen, ennek mely ércgenetikai konzekvenciáit lehet levonni, avagy a képződést követő földtörténeti korokban történt-e kapillárisvizek migrációja útján bekövetkező arányeltolódás. Ennek eldöntéséhez a radioaktív egyensúly eltolódási koefficiens meghatározása segítséget nyújthat, ami az egyes oxidos érctípusok nagyobb számú mintáján végzett U- és Th-izotóparányok vizsgálatával valósítható meg, pl. hőionizációs tömegspektrométer (TIMS) segítségével. 3. A bánya vizsgálatától függetlenül további vizsgálatra érdemes a magasfedőben levő agyagos képződmények (TAF, DF) U-, Th-, Ra-tartalmának illetve nyomelemtartalmának meghatározása. 4. Az exhaláció és emanáció vizsgálatokat nagyobb mintaszámon és több képződményen szükséges

folytatni,

annak

érdekében,

hogy

a

bányalevegőben

kialakuló

radonkoncentráció elméleti és gyakorlati úton meghatározott eltérésére magyarázat születhessen. 5. A bányalevegőben levő aeroszol-koncentráció (pl. szilikózis-veszélyes por) és a radon aktivitáskoncentrációja közötti esetleges összefüggés feltárásának lehetőségét célszerű megvizsgálni, ehhez a porkoncentráció mérés fejlesztése szükséges. 6. A főkihúzó légáramban a felszínre jutó levegő radonkoncentrációja és a szellőztető rendszer hozamadatai alapján a bánya összes radonkibocsátása számítható. A feltárt kőzetfelület mérete alapján pedig számítható egy átlagos exhalációs sebesség, és ezt össze lehetne vetni az egyedi mérések adataival. 136

7. A munkavállalókra ható dózis becslésének alternatív módszerét érdemes tovább pontosítani, amihez a rövid felezési idejű leányelemek nemkötött frakciójának (fun) nagyobb számú és több munkahelyre kiterjedő mérésére van szükség. 8. A dózisbecsési módszerek eredményei közötti eltérés miatt célszerű a munkavállalók legalább 10 fős reprezentatív csoportjának személyi dozimetriás követése legalább 1 éven keresztül. 9. Javasolható a korábbi munkavállalók epidemiológiai vizsgálata kb. 30 fő esetszámon, amennyiben ennek jogi feltételei fennállnak.

TÉZISEK  1, A földalatti bányák radiológiai felmérését komplex feladatként kell kezelni, amely során nem lehet figyelmen kívül hagyni a földtani, vízföldtani, geokémiai anyagvizsgálatok eredményeit, valamint a bányaművelés következtében beálló változások hatásait. a) A kőzetfázisok szisztematikus radiológiai vizsgálata során megállapítottam, hogy az oxidos érctípusban a radon anyaeleme, a rádium nem köthető ásványfázishoz, mind az agyag-, mind a mangán-ásványokban jelen van, míg a toron anyaeleme, a tórium eloszlása a kálium eloszlásával mutat korrelációt. b) Megállapítottam, hogy Ra-koncentráció és emanáció értékek alapján a legvalószínűbb forráskőzet a feketepala, azonban az exhalációméréseken alapuló egyszerű modellszámítások eredményei, valamint a bányában rendelkezésre álló rodokrolitilletve feketepala felület nagysága alapján a bányalevegőben mért 6-8 kBqm-3 radonkoncentrációk létrejöttének nem adottak a feltételei. c) A

mérések

alapján

igazoltam,

hogy

a

bányatérségekben

fakadó

vizek

radonkoncentrációja kicsi (0,4±0,3 - 7,3±1,2 Bqdm-3). Figyelembe véve az egyéb paramétereket, ez a koncentráció nem igazolja a bányalevegőben mért 6-8 kBqm-3 radonkoncentrációk létrejöttét. Továbbá a vizmintákban végzett nyomelemvizsgálatok megerősítik, hogy a bányatérségek és a magasfedőben jelen levő 40 g/t U-tartalmú kőszéntelep között a víz közvetítésével zajló radiológiai kommunikáció lehetősége kizárható. d) Azonos fejtési területre több éven keresztül visszatérő radonkoncentráció-mérések igazolják, hogy a bányaművelési körülmények változása (felhagyott, omlasztott üregek térfogatának növelése, fejtési szeletek számának növelése) a bányalevegőben

137

mérhető radonkoncentráció növekedését okozza a maximális 2 kBqm-3 értékről 8 kBqm-3 értékre 5 év alatt. 2, A sugérterhelés becslésének pontosítása érdekében további méréseket és számításokat végeztem. a) A radon rövid felezési idejű leánytermékei nemkötött frakciójának közvetlen mérésén alapuló becslési módszert vezettem be. Egyedileg meghatároztam a dóziskonverziós tényezőt (DCF), ez alapján elvégeztem az adott munkahelyekre vonarkozó sugárterhelés becslését. Ennek eredményeit összevetettem a korábban alkalmazott módszerek

eredményeivel.

Megállapítottam,

hogy

a

korábban

alkalmazott

módszerekkel a sugárterhelés mértéke alulbecsült. b) A két legnagyobb termelési volumenű munkaterületre külön-külön elvégeztem a DCF meghatározását, amely alapján a becsült éves effektív dózis rendre 8,14 mSv/év, és 9,66 mSv/év értéknek adódott. c) A konzervatív kockázatértékelési elvek alapján a nagyobb értéket figyelembe véve további sugárvédelmi intézkedések megtételét javasoltam, a szellőztetés fokozását illetve a személyi dozimetria útján történő monitoringot.

THESES  1, The radiological survey of underground mines should be arranged as a complex task during which the results of the geological, hydro-geological, geochemical material investigations cannot be disregarded together with the effects of the changes caused by mining operations. a) During the systematic radiological inspection of rock phases it was found that radium, the parent element of radon is not bound to mineral phases in the oxidic ore types, it is present in both clay and manganese minerals, while the distribution of thorium, the parent element of thoron is in correlation with the distribution of potassium. b) It was found that based on the Ra-concentration and emanation values the most probable source rock is black shale, however, the results of simple model calculations based on exhalation measurement, and according to the surface size of rodochlorite and black shale available in the mine the conditions for the generation of radon concentration values of 6-8 kBqm-3 measured in the mine air are not given.

138

c) Based on the measurements it was certified that the radon concentration values of waters arising in mine regions are low (0.4±0.3 – 7.3±1.2 Bqdm-3). Taking other parameters into account this concentration value does not certify the creation of radon concentration values of 6-8 kBqm-3 measured in the mine air. Furthermore, the trace element investigations performed on water samples confirm that any radiological communication mediated by water between the mine and the coal-bed containing 40 g/t uranium present in the main roof can be excluded. d) Radon concentration measurements performed by returning to the same mining area for several years certify that the changes in the mining operation conditions (increasing the volume of disused, collapsed cavities, increasing the number of benches) cause an increase in the radon concentration measured in the mine air from the maximum value 2 kBqm-3 to a value of 8 kBqm-3 within 5 years. 2, In order to make the radiation exposure estimation more accurate, further measurements and calculations were performed. a) An estimation method based on the direct measurement of the unbound fraction of radon daughter elements with short half-decay period was introduced. The dose conversion factor (DCF) was identified one-by-one, then the radiation exposure related to the given workplaces were performed based on these. The results were compared to the results of the methods applied before. It was found that the level of radiation exposure estimated by previously applied methods was underestimated. b) The dose conversion factors for the two work areas of the largest volume were identified separately on the basis of which the estimated annual effective dose was 8.14 mSv/year and 9.66 mSv/year. c) Based on conservative risk evaluation principles taking the higher value into account further radiation protection measures were recommended, increasing ventilation and monitoring using personal dosimetry.

139

Irodalomjegyzék  ABBSz Általános Bányászati Biztonsági Szabályzat, Országos Bányaműszaki Felügyelőség, 1982 Abel-Ghany HA. Natural activities of 238-U, 232-Th, 40-K in Manganese Ore. American Journal of Environmental Sciences Vol 6. 2010 Ajtay Z Bányavizek elleni védekezés, Műszaki Könyvkiadó Bp, 1962 Alavanja MCR, Lubin JH, Mahaffey JA, Brownson RC: Residential radon exposure and risk of lung cancer in Missouri, American Journal of Public Health Vol 89, 1999 Auvinen A, Makelainen I, Hakama M, Castren O, Pukkala E, Reisbacka H, Rytomaa T Indoor radon exposure and risk of lung cancer: a nested case-control study in Finland. Journal of the National Cancer Institute Vol 88, 1996 Bailey TR Rosenthal Y McArthur JM van de Schootbrugge B Thirlwall MF Paleooceanographic changes of the late Pliensbachian-early Toarcian interval: a possible link to the genesis of an Oceanic Anoxic Event. Earth and Planetary Science Letters, Vol 212, 2003 Balogh K., Csige I., Hakl J., Hertelendi E., Hunyadi I., Koltay E., Kovách Á., Rajta I.: Fejezetek a környezetfizikából, Kézirat KLTEATOMKI Közös Fizikai Tanszék, Debrecen, 1994 Barabás A. A hazai uránkutatás és bányageológia története 1947-(1989)-1997 in Szakáll S et Morvai G eds Érckutatások Magyarországon a 20. században, Miskolc-Rudabánya, 2002 Barros-Dios JM, Barreiro MA, Ruano-Ravina A, Figueiras A Exposure to residential radon and lung cancer in Spain: a population-based case-control study, American Journal of Epidemiology, Vol 156, 2002 Baysson B, Tirmarche M, Tymen G, Gouva S Caillaud D, Artus JC, Vergnenegre A, Ducloy F, Laurier D Indoor radon exposure and lung cancer risk. Results of an epidemiological study carried out in France, Revue Des Maladies Respiratoires, Vol 22/4, 2005 Bende I CifkaI. Bányaszellőztetés, Műszaki Könyvkiadó Bp, 1974 Benke I ed. A Magyar bányászat évezredes története Vol 1-3 Országos Magyar Bányászati és Kohászati Egyesület, 1996 Berecz E Kémia műszakiaknak, Tankönyvkiadó, Bp. 1991 Beukes NJ Precambrian manganese deposits, geological setting, metallogenesis and paleoenvironmental implications. In: Polgári M ed: Manganese in 21. Century, Veszprém, Short Course Volume 2009 Bíró L Polgári M MTóth T Kovács J Knauer J Vigh T Az úrkúti mangánérc archív adatainak reambulációja, Geolitera, Szeged, 2009 Bobok E. Áramlástan bányamérnököknek, Műszaki Könyvkiadó Bp, 1987 Bobok E, Tóth A. Megújuló energiák Miskolci Egyetemi Kiadó, 2005 Boldizsár T. A geotermikus gradiens bányászati vonatkozásai, BKL Bányászat, 1943 Boldizsár T (ed). Bányászati Kézikönyv Vol 3, Műszaki Könyvkiadó Bp, 1962 Bolton BR Geologial setting and metallogenesis of Phanerozoic Mn-deposits, Economics and market conditions for manganese today and exploration methods of land based deposits. In: Polgári M ed: Manganese in 21. Century, Veszprém, Short Course Volume 2009 Bossew P The radon emanation power of building materials, soils and rocks. Institute of Physics and Biophysics, University of Salzburg, 2003 Breitner D, Turtiainen T, Arvela H, Vesterbacka P, Johanson B, Lehtonen M, Hellmuth KH, Szabó Cs. Multidisciplinary analysis of Finnish esker sediment in radon source identification. Sci Total Environ Vol 405. 2008 Clark RW, Botset HG Correlation between radon and heavy mineral content of soils - Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol, 1932 Cohen BL The cancer risk from Low Level radiation, Radiation Research Vol 149, 1998 Cohen BL Lung Cancer Rate Vs. Mean Radon Level in U.S. Counties of Various Characteristics, Health Physics Vol 72/1, 1997 Cora I., Orbán R., Tuba Gy.: Az úrkúti karbonátos mangánérc mikroléptékű ásványtani vizsgálata – XXVIII. Országos Tudományos Diákköri Konferencia, Szeged, 2007 Cora I: Az úrkúti karbonátos mangánérctelep mikroléptékű ásványtani vizsgálata, Diplomamunka, ELTE Természettudományi Kar, 2009 Cote P, Townsend MG. Mixtures of radon and thoron daughters in underground atmospheres. Health Phys 1981; 40: 5-17. Cseh Német J. Az úrkúti mangánérctelep kifejlődési típusai. – Földtani Közlöny, 88, 1958 Cseh Németh J Úrkút és Eplény mangánterületeinek összehasonlítása, Földtani Közlöny, Vol 97/1, 1965

140

Csige I A radontranszport matematikai modellezése. In Somlai J Kovács T eds Magyar Radon Fórum Vol 3, 2006 Cuney M, Kyser K. Recent and not-so recent developments in uranium deposits and implications for exploration. Mineralogical association of Canada, Short Course Series 39: 2008. Darby SC, Whitely E, Howe GR, Hutchings SJ, Kusiak RA, Lubin JH, Morrison HI, Tirmarche M, Tomásek L, Radford EP, Roscoe RJ, . Samet JM, Yao SX. Radon and cancers other than lung cancer in underground miners: a collaborative analysis of 11 studies. J Natl Cancer Inst 1995; 87: 378-84. Derdák J Mangánérc és kísérő kőzetek radiológiai vizsgálata, Diplomamunka, Pannon Egyetem Radiokémiai és Radioökológiai Intézet, 2009 Faller J. Jó szerencsét! Események, képek a bányászat múltjából, Műszaki Könyvkiadó, 1975 Farkas I Vigh T A dúsítási maardékiszap termelésének és felhasználásának tapasztalatai, BKL Bányászat Vol 137/4, 2004 Farkas J Szabó Z Polgári M Environmental effect of Toarcian manganese ores, Úrkút, Hungary. In Stanley et al eds Mineral ÍDeposit – Process to Processing, Balkeema, Rotterdam, 1999 Farkas S.né Szabó Z Vigh T Doszpot J. Úrkút község vízellátási lehetőségeinek viszgálata, kézirat, Mangán Kft., Úrkút, 2007 Földvári A. A Bakony-hegység mangánérctelepei. Földt. Közl. Vol 62, 1932 Fuchs P ed. Selmecbánya város középkori jogkönyve, MontanPress, 2009 Gutzmer J. The giant Kalahari manganese field, South Africa. In: Polgári M ed: Manganese in 21. Century, Veszprém, Short Course Volume 2009 Grasselly Gy. Ásványi nyersanyagok, Tankönyvkiadó Bp, 1971 Grasselly Gy Pantó Gy. Rare Earth Elements in the Manganese Ore deposit of Úrkút (Bakony Mountains, Hungary). Ore Geol Rev 1988; 4: 115-24. Grasselly Gy Polgári M Tóth M Pápay L Molnárné Fülep E Geiger J. A hazai mangántelepek genetikai és hasznosítási kérdéseinek komplex geokémiai és ásvány-kőzettani vizsgálata – Kutatási beszámoló, Kézirat 1982–1984, JATE Ásványtani, Geokémiai és Kőzettani Tanszék, Szeged, 1985 Grasselly Gy., Pantó Gy., Szabó Z. (eds): Hazai mangánérceink ásványtani-geokémiai-genetikai vizsgálata – Kutatási jelentés, Szeged– Budapest, 1990 Grasselly Gy A geokémia alapjai, Nemzeti Tankönyvkiadó, Bp, 1993 Grasselly, Gy., Balogh, Kad., Tóth, M., Polgári M. K/Ar age of manganese oxide ore of Úrkút, Hungary: Ar retention in K-bearing Mnminerals. Geologica Carpathica, Vol 45/6, 1994 Haas J. Global, regional and local natural environmental impacts on Jurassic manganese formations. In: Polgári M ed: Manganese in 21. Century, Veszprém, Short Course Volume 2009 Hansági I Gyakorlati kőzetmechanika az ércbányászatban. Műszaki Könyvkiadó Bp. 1985 Hein JR. Genesis and evolution of marine manganese deposits, economic issues, exploration methods and international activities. In: Polgári M ed: Manganese in 21. Century, Veszprém, Short Course Volume 2009 Hesselbo SP Gröcke DR Jenkyns HC Bjerrum CJ Farrimond P Morgans Bell HS Green OR Massive dissociation of gas hydrate during a Jurassic oceanic anoxic event. Nature, Vol 406, 2000 Horváth I Tóth Gy Horváth Á A bátaapáti felszín alatti vizek radonjáról. In: Magyar Radon Fórum Vol 3 eds Kovács T, Somlai J, Pannon Egyetemi Kiadó Veszprém, 2006 Huckriede H Meischner D. Origin and environment of manganese-rich sediments within black-shale basins – Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol 60/8, 1996 Jávor A. Bányaszellőztetés, Tankönyvkiadó, 1974 Jenkyns HC. The Early Toarcian (Jurassic) anoxic event: stratigraphic, sedimentary, and geochemical evidence – American Journal of Science, Vol 288, 1988. Jenkyns HC Géczy B Marshall JD. 1991: Jurassic manganese carbonates of Central Europe and the Early Toarcian anoxic event – The Journal of Geology, Vol 99/2, 1991 Juhász J. Hidrogeológia, Akadémiai Kiadó Bp, 1976 Kaeding L, Brockamp O, Harder H. Submarin-Hidrothermale Entstehung der Sedimentaren Mn-Lagerstette Úrkút (Ungarn), Chem Geol 1983; 40: 251-68. Kapolyi L. Bányászati rendszerelmélet, Tankönyvkiadó, Bp, 1990

141

Kávási N Az évi átlagos radonkoncentráció és a sugárterhelés meghatározása különböző munkaterületeken, PhD- dolgozat, Veszprém, 2006, Kézirat Kávási N, Németh Cs, Kovács T, Tokonami S, Jobbágy V, Várhegyi A, Gorjánácz Z, Vigh T, Somlai J: Radon and Thoron parallel measurments in Hungary, Radiation Protection Dosimetry, Vol. 123/2, 2007 Kávási N, Somlai J, Vigh T, Tokonami S, Ishikawa T, Sorimachi A, Kovács T. Difficulties in the dose estimate of workers originated from radon and radon progeny in a manganese-mine. Radiation Measurment Vol 44, 2009 Kelly SD. Uranium Chemistry in Soils and Sediments. In: Hartemink A, McBratney A, editors. Developments in Soil Science, Amsterdam: Elsevier Press; 2010 p. 411-466. Kemp DB, Coe AL, Cohen AS, Schwark L: Astronomical pacing of methane release in the Early Jurassic period, Nature Vol 437/15 2005 Kézdi Á Talajmechanika Vol 1,2, Műszaki Könyvkiadó, Bp, 1970 Kiss J. Ércteleptan, Vol 1, 2 Tankönyvkiadó Bp, 1982. Kozma K. Az ajkai szénbányászat története, Veszprémi Szénbányák, Veszprém, 1991 Köteles Gy.: A sugárhatás késői következményei, Sugársérülések megelőzése és gyógykezelése, Zrínyi Kiadó, Budapest, 1989 Köteles Gy: The low dose dilemma, Central European Journal of Occupational and Environmental Medicine 4, 103-113, 1998 Lantos Z Vető I Földvári M Pálffy Kovács I. On the role of remote magmatic source and intrabasinal redeposition in the genesis of the Toarcian Úrkút manganese ore, Hungary. Acta Geol.Hung. Vol 46/4. 2003 Laznicka P. Manganese deposits in the global lithogenetic system: Quantitative approach. Ore Geol Rev 1992; 7: 279-356. Lőbb H Resch A Horváth Á Szabó Cs A Rudas-fürdő hévízeinek radontartalom vizsgálata. In Somlai J Kovács T eds Magyar Radon Fórum Vol 3, 2006 Maercks J. Bányászati mechanika, Nehézipari Könyvkiadó, 1953 Majoros Gy Uránkutatási munkák a Balaton-felvidéken. In Szakáll S et Morvai G eds Érckutatások Magyarországon a 20. században, Miskolc-Rudabánya, 2002 Manly WD Harwood JJ eds: Manganese Reserves and Resources of the World and Their Industrial Implications, National Materials Advisory Boards, National Academy Press Washington DC, 1981. Martos F ed. Vízveszély és vízgazdálkodás a bányászatban, Műszaki Könyvkiadó Bp, 1975 Mason BH. Principles of Geochemistry. New York J. Wiley, 1958. McArthur JM Donovan DT Thirlwall MF Fouke BW Mattey D Strontium isotope profile of the Early Toarcian Oceanic Anoxic Event, the duration of ammonite biozones and belemnite paleotemperatures. Earth and Planetary Science Letters Vol 179, 2000 McLennan SM Relationship between the trace element composition of sedimentary rocks and upper continental crust, Geochemistry, Geophysics, Geosystems 2, 2000GC000109, 24, 2001 Méhes K Üledékes kőzeteink radioaktív vizsgálata II. Mangán, Földtani Közlöny Vol. 85/3, 1955 Méhes K Radiogeológia és radiológia, Magyar Állami Földtani Intézet, 1957 Mosonyi E Papp F Műszaki földtan – mérnökgeológia, Műszaki Könyvkiadó Bp, 1959 Nagy K Az úrkúti mangánkarbonátos telep ásványos alkata. Földtani Közlöny Vol 85/2, 1955 Nance WB, Taylor SR Rare Earth patterns and crustal evolution – I. Australian post archean sedimentary rocks, Geochimica et Cosmochimica Acta, 40, 1539-1551, 1976 Nemecz E Jelentés az úrkúti mangánércbánya karbonátos mangánérceinek vizsgálatáról. Kézirat, 1960. Noszky J Jr Sikabonyi L. Karbonátos mangánüledékek a Bakonyhegységben. Földtani Közlöny Vol 83, 1953 OECD, OECD/NEA-IAEA: Uranium: Resources, Production and Demand, Red Book. Paris, 2007. Okita, P. M. Geochemistry and Mineralogy of the Molango Manganese Orebody, Hidalgo State, Mexikó Doktori értekezés, Cincinatti University 1987 Pálfy J. A triász végi és a kora jura tömeges kihalás, Általános Földtani Szemle Könyvtára Vol 1, Hantken Kiadó Bp 2006 Pászti A. Halmaradványok az Úrkúti Mangánérc Formáció képződményeiből (Fossil fishes in the Úrkút Manganese Formation). BKL Bányászat Vol 137/6 2004 Pekker P. Az Eplényi Mészkő Formáció úrkúti kifejlődésének ásványtani vizsgálata. Diplomamunka, ELTE Természettudományi Kar, 2005

142

Pisa FE, F. Barbone F, A. Betta A, Bonomi M, Alessandrini B,. Bovenzi M Residential radon and risk of lung cancer in an Italian alpine area, Archives of Environmental Health Vol 56, 2001 Polgári M, Okita PM Hein JR: Stable isotope evidence for the origin of the Úrkút manganese ore deposit, Hungary, Journal of Sedimentary Petrology Vol 61/3, 1991 Polgári M Szabó Z Szederkényi T. Mangánércek Magyarországon – Grasselly Gyula akadémikus emlékére - Manganese ores in Hungary – in commemoration of Professor Gyula Grasselly, Budapest: Szeged Regional Comittee of Hungarian Academy of Sciences, , 2000. Polgári M. Manganese Geochemistry – reflected by black shale formation and diagenetic processes. Budapest: Magyar Állami Földtani Intézet, 1993 Polgári M Dobosi G Horváth P., Rálischné Felgenhauer, E., Vigh, T.: Arzéntartalmú pirielőfordulás Úrkúton és az Iharosberény-I mélyfúrás jura rétegeiben. Földtani Közlöny 133/4. 2003 Polgári M, Szabó Z. Bakonyi mangánérctelepek üledékképződési modelljei. Bányászati Kohászati Lapok Bányászat, Vol 137/6 2004 Polgári M Szabó Z Vigh T Tóth M Dobosi G Bajnóczi B. Az úrkúti halmaradványokat tartalmazó konkréciók ásványos- és kémiai összetételének vizsgálata. Bányászati Kohászati Lapok Bányászat, Vol 137/ 6. 2004 Polgári M. Theoretical model for the Mid-Europoean Jurassic Mn-carbonate mineralization, Úrkút, Hungary. Bulletin of Geosciences, Czech Geological Survey. Vol 79, 2004 Polgári M Vigh T Szabó-Drubina M Bíró L. Characterization and genetic aspects of the Úrkút manganese deposit. The role of microbes in manganese accumulations in low temperature aquatic systems. In: Polgári M ed Manganese in 21. Century, Veszprém, Short Course Volume, 2009 Polgári M. Contribution of volcanic material? A new aspect of the genesis of the black shale-hosted Jurassic Mn-carbonate ore formation, Úrkút Basin, Hungary – Acta Geologica Hungarica, Vol. 44/4, 2001 Polgári M. Bajnóczi B. Kovács Kis V. Götze J Dobosi G Tóth M Vigh T. Mineralogical and cathodoluminescence characteristics of Ca-rich kutnohorite from the Urkut Mn-carbonate mineralization, Hungary – Mineralogical Magazine, Vol. 71/5, 2008 Polgári M., Szabó Z. A bakonyi mangánércek üledékképződési modelljei – Bányászati és Kohászati Lapok – Bányászat, Vol 137/6, 2004 Polgári M Hein JR MTóth T Vigh T Bíró L. Did hydrotermal fluids contribute to the huge Úrkút Manganese ore body?, Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 71., 2007 Polgári M Bajnóczi B Götze J Vigh T. Cathodluminescence behaviour of Mn-rich carbonates, Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 71., 2007 Polgári M Gucsik A Bajnóczi B Götze J Tazaki K Watanabe H Vigh T. Astrobiological aspect of chemolitoautotrophic bacterial activity in the role of black-shale hosted Mn-mineralization and chatodluminescence study of high Mn-bearing carbonates, in: Chatodluminescence and its application in the planetary sciences, Ed.: A. Gucsik, Springer Verlag Berlin-Hannover, 2009 Polgári M Az üledékes környezetű mangánércek képződési folyamatai, különös tekintettel a jura időszaki bakonyi mangánércesedés ásványtani-kőzettani-biogekémiai és genetikai viszonyaira, MTA Doktori értekezés, Bp, 2009 Polgári M Hein JR, M Tóth T Brukner-Wein A Vigh T Biró L, Cserháti C Genesis of regionally widespread celadonitic cher-ironstone bed overlying Upper Lias manganese deposits, Hungary. Journal of the Geological Society, London, Vol. 167, 2010 Raucsik B Varga A Az alsó-toarci fekete pala réka-völgyi szelvényének ásványtani jellemzése (Óbányai Aleurolit Formáció, Mecsekhegység): őséghajlattani következtetések, Földtani Közlöny, Vol 138/2, 2008 Sas Z Az úrkúti mangánérc bányászatból származó dolgozói és lakossági sugárterhelés becslése, OTDK pályamunka, 2008 Schmieder A Kesserű Zs Szakvélemény az úrkúti mangánbánya nyugati bányamező vízveszélyességének megítéléséhez. Kézirat, Bányászati Kutató Intézet, 1976 Somlai J. Tarján S Kanyár B. Radioaktív sugárzások és környezetünk, Energia Klub Környezetvédelmi Egyesület, Budapest, 2000 Somlai J. Esetek – Sugárbalesetek, Radioökológiai Tisztaságért Társadalmi Szervezet, Veszprém, 2008 Somosvári Zs. Geomechanika Vol 1, 2 Tankönyvkiadó Bp, 1991 Steiner F. A geostatisztika alapjai, Tankönyvkiadó, Bp, 1990 Steiner F Várhegyi A. Radiológia, Tankönyvkiadó, Bp 1991. Szabó Z. A bakonyi mangántelepek eredete. Nehézipari Műszaki Egyetem, Miskolc, Egyetemi doktori értekezés. Kézirat 1977 Szabó Z. Bakonyi mangánércek bányászata – Farkas József bányamérnök emlékére. Mangán Kft. 2006. Szabó Z Grasselly Gy Cseh-Németh J. Some conceptual questions regarding the origin of manganese in the Úrkút deposit, Hungary – Chemical Geology, Vol 34, 1981 Szabóné, Drubina M. A magyarországi mangánércek földtani és üledékásványtani jellege. Földt. Közl. Vol 87/3 1957

143

Szabóné, Drubina M. A bakonyi liász mangántelepek. MÁFI Évk., Vol 49/4, 1961 Szendrei Sz Mangánércek radionuklid koncentrációjának és a mangánbánya radonkoncentrációjának vizsgálata. Diplomamunka, Veszprémi Egyetem Radiokémia Tanszék, 2004 Szkocsinszkij AA, Komarov VB: Bányák szellőztetése, Nehézipari Könyvkiadó, 1951 Takács M, Vigh T: Az úrkúti mangánérc termelési rendszere. BKL Bányászat Vol 137/4 2004 Taylor SR, McLennan SM: The Continental Crust, its Composition and Evolution, Blackwell Scientific Publications Ltd, 1985, pp. 1-312 Tirmarche M, Raphalen A, Allin F, Chameaud J, Bredon P. Mortality of a cohort of French uranium miners exposed to relatively low radon concentrations. Brit J Cancer 1993; 67: 1090–7 Tóth E, Lázár I, Selmeczi D, Marx Gy: Lower Cancer Risk in Medium High Radon, Pathology Oncology Research, 4/2, 1998 Tomásek L, Müller T, Kunz E, Heribanová A, Matzner J, Placek V, Burian I, Holecek J Study of lung cancer and residential radon in the Czech Republic, Central European Journal of Public Health Vol 3, 2001 Tóth E. Analytical practice and crystal chemistry of the celadonite-glauconite group. The crystal chemistry of glauconotisation, based on some Hungarian samples, PhD-Thesis, ELTE Eötvös Loránd Science University, Budapest, Hungary 2007. Trueman CN, Tuross N. Trace elements in recent and fossil bone apatite, in: Kohn M.L. et al eds: Phosphates – geochemical, geobiological and materials importance. Rev Mineral 2002; 48: 489-521. Uzan-Elbez J Rodríguez-Rodrigo L Porfiri MT Taylor N Gordon C Garin P Girard JP, EISS Team: Alara applied to ITER design and operation, Fusion Engineering and Design, 75-79, 1085-1089, 2005 Vadász E A dunántúli bauxitképződés és mangánkeletkezés földtani kora. Bány. Koh. L. Vol 68, 9. Bp. 1935 Vadász E A bakonyi mangánércképződés. Magy. Tud. Akad. Műsz. Tud. Oszt. Közl., Vol 5/3 Bp. 1952 Vámos R. Limnológiai adatok az üledékes mangánérc képződési lehetőségéhez. Földt. Kut. Vol 11/2. 1968 Vancsura P Somlai J Gáspár M Kovács T Radon az ivó- és forrásvizekben. In Somlai J Kovács T eds Magyar Radon Fórum Vol 3, 2006 Varentsov IM Grasselly Gy. Geology and Geochemistry of Manganese Vol 1, 2, 3, Akadémiai Kiadó Bp, 1980 Varentsov IM, Grasselly Gy, Szabó Z. Ore-formation in the early Jurassic basin of Central-Europe: Aspects of mineralogy, geochemistry and genesis of the Úrkút manganese deposit, Hungary. Chem Erde-Geochem Vol 48 1988 Várhegyi A Somlai J Radon helyzet néhány magyarországi bányában, III. Radon Fórum kiadványa, eds: Somlai J, Kovács T, Pannon Egyetemi Kiadó Veszprém, 2006 Vendel M Kisházi P. A Dunántúli-Középhegység mangánérc telepeinek genetikai vizsgálata. Kut. Zárójelentés. BKI. Sopron. 1968 Venkovits I Összefoglaló jelentés az Úrkút-195 sz vízszintkutató mélyfúrásról. Kézirat, Mangán Kft. 1958 Vigh F, Róth K. Az úrkúti mangánérc előfordulás hidrológiai viszonyai és a vízveszély elleni védekezés irányelvei, Bányászati Kutató Intézet Közleményei Vol I/2, 1956 Vigh Gy Noszky J Jr. Előzetes jelentés az úrkúti mangánbánya környékén végzett földtani vizsgálatokról, in: M. kir. Földtani Intézet 19361938 évi jelentése Vigh T. Munkahelyi egészségvédelmi és biztonsági irányítási rendszer (MEBIR) bevezetése a Mangán Kft földalatti bányaüzemében, Diplomamunka, Miskolci Egyetem Gazdaságtudományi Kar, 2003 Vigh T Farkas I. Utility analysis of metalliferous (Fe-Mn) black clay mining waste, Úrkút, Central Europe, in: Understanding the genesis of ore deposits – to meet the demands of the 21st century. Ed. Cherkasov SV, Moscow, 2006 Vigh T Polgári M Hein JR Gucsik A Koós M Veres M Tóth S Tóth AL Bíró L: Photoluminescence and Raman Spectroscopy of Jurassic FeMn Oxide Rocks Forming Chimney Systems, Hungary. American Institute of Physics Vol 1163, 2009 Watt GR. High-thorium monazite-(Ce) formed during disequilibrium melting of metapelites under granulite-facies conditions , Mineralogical Magazine; Vol. 59/4, 1995 Weiszburg TG, Tóth E, Beran A. Celadonite, 10-A green clay mineral of the manganese carbonate ore, Úrkút, Hungary. Acta MineralogicaPetrographica Hungarica, Vol 45 Szeged, 2004 Weiszburg TG, Cora I: Mineralogy of Úrkút Manganese Ore Deposit. In: Polgári M ed: Manganese in 21. Century, Veszprém, Short Course Volume, 2009 Wignall PB. Black Shales, Oxford, Clarendon Press, 1994.

144

Köszönetnyilvánítás  Ezúton szeretném köszönetemet kifejezni mindazoknak, akik nélkül ez a munka nem jöhetett volna létre. Köszönöm elsősorban a Mangán Bányászati és Feldolgozó Kft és a Pannon Egyetem Radiokémiai és Radioökológiai Intézet vezetőinek, Farkas István ügyvezető igazgató és Prof. Dr. Varga Kálmán egyetemi tanár, intézetigazgató uraknak valamint a két szervezet valamennyi munkatársának azt a példaértékű együttműködést, amely a több évre kiterjedő kutatómunkát lehetővé tette. Kiemelten köszönöm témavezetőm, Dr. Kovács Tibor egyetemi docensnek a dolgozat érdekében kifejtett türelmes és valóban iránymutató munkáját, Dr. habil. Somlai János egyetemi docensnek és Dr. Kávási Norbert úrnak azt, hogy a radiokémia és a sugárvédelem rejtelmeibe bevezettek, valamint azt, hogy jóindulatot, bizalmat és barátságot táplálnak a bányászat ügye iránt. Előre is megköszönöm leendő bírálóim építő-segítő jellegű kritikai észrevételeit és jobbító szándékú javaslatait. Köszönet illeti munkahelyi tudományos mesterem, Dr. Szabó Zoltán okl. geológusmérnök, ny. főmérnök immár tíz éves fáradozását, amely során a mangánércek földtanának legmélyebb titkait osztotta meg velem. Köszönöm Takács Miklós okl. bányamérnök kollégámnak a közösen eltöltött évtized során a bányászati szakmai eszmecserékben és a gyakorlati élet megtapasztalásában nyújtott feledhetetlen és felbecsülhetetlen segítségét. Köszönöm az úrkúti mangánérc-bányászat legfőbb tudományos partnerének, Dr. Polgári Márta Piroska tudományos főmunkatársnak (MTA Geokémiai Kutatóintézet) a napi szintű együtt-gondolkodást, segítséget és együttműködést, amiben az elmúlt években részem lehetett. Köszönöm Bíró Lóránt okl. geológusnak (Szegedi Tudományegyetem) a statisztika terén nyújtott értékes segítségét, Máté Borbála okl. környzetmérnöknek (Pannon Egyetem) a dolgozat átnézésében, stilisztikai finomításában kifejtett önzetlen segítőkészségét. Köszönöm Alma Materem, a Miskolci Egyetem Bányamérnöki Kara professzorainak és oktatóinak az alapokat és azt a komplex szemléletmódot, ami jelen dolgozatot is – szándékom szerint – áthatja. Személyes fejlődésemre legnagyobb hatást Prof. Dr. Kovács Ferenc akadémikus, tanszékvezető egyetemi tanár, Dr. Bohus Géza egyetemi docens, Dr. Buócz Zoltán egyetemi docens, Dr. Molnár József egyetemi docens, Dr. Vőneky György egyetemi docens, Prof. Dr. Hahn György egyetemi tanár, Szabó László egyetemi adjunktus gyakorolta, 145

köszönet érte és a többieknek is. Köszönöm azt a közösséget, amelynek aktív tagja lehettem Miskolcon, és amely máig tartó barátságokat eredményezett, s amely nélkül a bányászat sokunk számára nem lenne hivatás, „csak” foglalkozás, vagy leginkább az sem. Köszönettel tartozom a Péch Antal Műszaki Szakközépiskola (Tatabánya) tanárainak, különösen Bársony László okl. bányamérnök, igazgatónak, Görög Zsolt okl. hidrogeológusmérnök osztályfőnökömnek, Vincze Péter okl. geológusnak, Dódony Istvánné Kürthy Erzsébet okl. fizika-kémia szakos tanárnak és az iskola semmivel össze nem hasonlítható légkörű közösségének, továbbá Tatabánya városának azokért a meghatározó évekért, amiket ott töltöttem és amik elindítottak a bányászat és a földtan szeretete felé. Az, hogy megfelelő kémiai alapokkal rendelkezem, általános iskolai tanárnőm, Károlyi Bencéné Dobi Ágnes (Borzavár) érdeme is, amit ezúton nagyon köszönök. Köszönöm Szüleimnek, mindazt, amit nem lehet felsorolni és nem lehet eléggé megköszönni. Köszönöm egykori egyetemi társamnak, Elek Anitának, aki ma feleségem és kisfiunk édesanyja, a sok megértést és a türelmet, amit nemcsak jelen munkával összefüggésben tanúsított irántam eddig is és remélem fog ezután is.

Jó szerencsét!

Vigh Tamás Veszprém-Úrkút, 2011. május

146