Promieniotwórczoœæ naturalna wybranych ska³ krystalicznych bloku izerskiego
Dariusz Malczewski*, Aleksandra Sitarek*, Jerzy ¯aba*, Jerzy Dorda**
Natural radioactivity of selected crystalline rocks of the Izera Block (Sudetes, SW Poland). Prz. Geol., 53: 237–244.
S u m m a r y. Results of natural radioactivity of40K, 208Tl,212Pb,212Bi,214Pb,214Bi,228Ac and the fallout of 137Cs measured in situ in typical crystalline (both igne-ous and metamorphic) rocks of the Izera Block (Sudetes Mountains, southwestern Poland) using a portable gamma-ray spectrometry workstation are presented. The highest activity concentrations of 40K and226Ra (238U series) were noted in laminated gneisses whereas the highest activity concentration of 228Ac (232Th series) is characteristic for Sn-bearing mica schists. The lowest activity concentrations of40K,228Ac and226Ra refer to the basalts, flaser gneisses and Izera granites, respectively. The measurements carried out in the study area have shown relatively low level of137Cs fall-out.
Key words: Izera Block, in situ gamma spectrometry, laminated gneisses, leptinites, greisens
W niniejszym opracowaniu s¹ przedstawione wyniki pomiarów promieniotwórczoœci naturalnej wybranych ska³ krystalicznych zmierzone in situ na obszarze bloku izerskie-go w Sudetach Zachodnich, za pomoc¹ przenoœneizerskie-go
syste-mu spektrometrycznego promieniowania gamma.
Zasadniczy udzia³ w naturalnym tle promieniowania gam-ma gam-maj¹ radioizotopy wchodz¹ce w sk³ad dwóch podsta-wowych szeregów promieniotwórczych zwi¹zanych z torem232
Th oraz uranem 238
U, a tak¿e niestabilny izotop potasu40K. Celem pomiarów by³o wyznaczenie aktywnoœci promieniotwórczej nuklidów: 228Ac, 212Pb, 212Bi, 208Tl (szereg torowy),214
Pb,214
Bi (szereg uranowy) oraz izotopu 40
K i na tej podstawie okreœlenia koncentracji potasu, toru i uranu w badanych ska³ach. Pomiarami objêto zarówno ska³y metamorficzne, jak i magmowe bloku izerskiego. Teren badañ jest bardzo interesuj¹cy nie tylko ze wzglêdu na sw¹ skomplikowan¹ budowê i historiê geologiczn¹, lecz tak¿e ze wzglêdu na fakt wystêpowania ska³ charakte-ryzuj¹cych siê wy¿szymi koncentracjami uranu i toru w stosunku do innych obszarów Polski. W ramach tych pomiarów zosta³a równie¿ zmierzona depozycja137
Cs. Budowa geologiczna obszaru badañ
Metamorfik (blok) izerski le¿y w pó³nocnej czêœci blo-ku karkonosko-izerskiego, bêd¹cego najwiêksz¹ jednostk¹
strukturalno-geologiczn¹ Sudetów Zachodnich. Od
pó³nocy i pó³nocnego wschodu graniczy z paleozoicznym, metamorficznym kompleksem Gór Kaczawskich, (od któ-rego jest oddzielony uskokiem œródsudeckim), na zacho-dzie s¹siaduje z masywem ³u¿yckim, natomiast od po³udnia, po³udniowego wschodu i wschodu jego granicê stanowi intruzyjny kontakt z górnokarboñskim, granito-wym masywem Karkonoszy (ryc. 1). Metamorfik izerski
jest zbudowany w przewa¿aj¹cej czêœci z ró¿nych odmian paleozoicznych granitów i gnejsów izerskich (tworz¹cych dwie g³ówne jednostki geologiczne: Œwieradowa Zdroju i Leœnej) oraz z czterech, równole¿nikowo przebiegaj¹cych pasm ³upkowych (Szklarskiej Porêby, Starej Kamienicy, Mirska i Z³otnik Lubañskich), reprezentowanych przede wszystkim przez ³upki ³yszczykowe zawieraj¹ce wk³adki sekrecyjnego kwarcu, kwarcytów, amfibolitów i ³upków amfibolowych, a tak¿e soczewki ska³ wapniowo-krzemia-nowych (erlanów) oraz marmurów. £upki ³yszczykowe pasma Szklarskiej Porêby uleg³y, pod wp³ywem termicz-nego oddzia³ywania waryscyjskiej intruzji granitów
Kar-konoszy, ca³kowitemu przeobra¿eniu w hornfelsy
kordierytowo-andaluzytowe (Borkowska, 1966; ¯aba, 1979). Pasmom ³upków ³yszczykowych czêsto towarzysz¹ drobnoziarniste ska³y kwarcowo-albitowe okreœlane jako leptynity oraz wyst¹pienia leukogranitów i leukognejsów. Rozmieszczenie tych ska³ wykazuje œcis³y zwi¹zek z prze-biegiem i wielofazow¹ aktywnoœci¹ równole¿nikowych, g³êbokich stref dyslokacyjnych obrze¿aj¹cych pasma ³upkowe (Smulikowski, 1958; ¯aba, 1984a). Leptynity sta-nowi¹ produkt wielofazowych deformacji tektonicznych oraz procesów metasomatycznych, które objê³y pierwotne, kwaœne ska³y subwulkaniczne lub/i wulkaniczne reprezen-towane najprawdopodobniej przez ryolity. Natomiast leu-kognejsy i leukogranity powsta³y wskutek leukokratyzacji starszych granitów i gnejsów izerskich, spowodowanej procesami metasomatycznymi polegaj¹cymi na ich wielo-fazowej feldspatyzacji i silifikacji (Koz³owski, 1974; ¯aba, 1984a).
£upki ³yszczykowe stanowi¹ górnoproterozoiczne
metasedymenty, które uleg³y progresywnemu
meta-morfizmowi regionalnemu. Szczytowe warunki P/T prze-obra¿eñ tych ³upków oraz towarzysz¹cych im ska³,
wyno-si³y 580–620oC przy ciœnieniu ok. 6 kbar (¯aba, 1985).
Maksymalne wartoœci P/T dla granatonoœnych ³upków ³yszczykowych pasma Starej Kamienicy zosta³y ustalone na ok. 520oC, przy ciœnieniu 5–6 kbar (Cook & Dudek, 1994).
Granity, a w szczególnoœci gnejsy izerskie, stanowi¹
najprawdopodobniej zespó³ poligeniczny (m.in.
*Wydzia³ Nauk o Ziemi, Uniwersytet Œl¹ski, ul. Bêdziñska 60, 41-200 Sosnowiec; malczews@us.edu.pl; asitarek@us.edu.pl; jzaba@interia.pl
**Instytut Fizyki, Uniwersytet Œl¹ski; Uniwersytecka 4, 40-007 Katowice; dorda@us.edu.pl
Koz³owska-Koch, 1965; Sza³amacha, 1966; Teisseyre, 1968; Smulikowski, 1972; Koz³owski, 1974; Kryza i in., 1979; ¯aba, 1984a; ¯elaŸniewicz i in., 2003). Przewa¿aj¹ca czêœæ granitów izerskich jest uwa¿ana za plutniczny produkt ordowickiego magmatyzmu. Wiek tych ska³ wyznaczono metod¹ Rb/Sr (ca³a ska³a) na 480–450 Ma (Borkowska i in., 1980) oraz metod¹ U/Pb (cyrkon) na 515–480 Ma (Korytowski i in., 1993; Oliver i in., 1993; Kröner i in.,1994; Philippe i in., 1995). Produktem defor-macji (przede wszystkim mylonityzacji) tych granitów s¹ szeroko rozprzestrzenione gnejsy izerskie (ortognejsy) wykszta³cone jako gnejsy smu¿yste i oczkowo-smu¿yste. Ich deformacja zachodzi³a wielofazowo, obejmuj¹c inter-wa³ czasowy zawarty pomiêdzy ordowikiem, a póŸnym karbonem (kiedy to nast¹pi³a intruzja granitów Karkono-szy, które nie uleg³y ju¿ tego typu deformacji).
Niewielka czêœæ gnejsów (paragnejsów), wykszta³cona zazwyczaj jako gnejsy laminowane, stanowi najprawdopo-dobniej produkt przeobra¿eñ serii suprakrustalnej (¯aba, 1984a). Ich ewolucja tektonometamorficzna by³a podobna do rozwoju ³upków ³yszczykowych. W niektórych rejonach gnejsy, wskutek wielofazowych procesów meta-morficznych (rekrystalizacja, metasomatoza, pegmatyty-zacja), prowadz¹cych do stopniowego zacierania ich kierunkowej struktury, przesz³y w ska³y o budowie
charak-terystycznej dla granitów. Procesy metasomatyczne
(g³ównie pneumatolityczne, a czêœciowo tak¿e hydroter-malne) zachodz¹ce w strefie kontaktowego oddzia³ywania waryscyjskiej intruzji granitów Karkonoszy, lokalnie doprowadzi³y do utworzenia siê ró¿nych odmian grejze-nów, wykazuj¹cych doœæ czêsto przejawy mineralizacji kruszcowej. Polimetaliczna mineralizacja kruszcowa o
cechach z³o¿owych wystêpuje te¿ w obrêbie pasma ³upko-wego Starej Kamienicy.
Utwory bloku izerskiego uleg³y kilkakrotnym
defor-macjom, prowadz¹cym m.in. do rozwoju struktur
fa³dowych (m.in.: ¯aba, 1979, 1984b; Dziemiañczuk & Dziemiañczuk, 1982; Teper, 1983; ¯aba & Kuzak, 1988; ¯aba & Teper, 1989), przewa¿nie zwi¹zanym z wielofazow¹ aktywnoœci¹ podatnych oraz podatno-kruchych stref œcina-nia (Oberc-Dziedzic, 1988; Cymerman, 1994; ¯elaŸnie-wicz, 1996; Mazur & Kryza, 1996; Aleksandrowski i in., 1997; Czapliñski, 1998).
W neogenie na obszarze bloku izerskiego zachodzi³y intensywne procesy wulkaniczne. Powstaj¹ce w tym okre-sie cia³a bazaltoidów tworzy³y siê w warunkach
subhory-zontalnej ekstensji, wykazuj¹c œcis³y zwi¹zek z
aktywnoœci¹ uskoków o normalnych.
Charakterystyka stanowisk pomiarowych Punkt 1 (ryc. 1) zosta³ zlokalizowany w niewielkim,
nieczynnym wyrobisku grejzenów, znajduj¹cym siê w cen-tralnej czêœci wzgórza Wyrwak (Martwy Kamieñ) w Mroczkowicach k. Mirska na Pogórzu Izerskim. Wystê-puj¹ce tu grejzeny s¹ ska³ami jasnoszarymi, œrednio- i przewa¿nie nierównoziarnistymi, o budowie zbitej i bez³adnej. Sk³adaj¹ siê g³ównie z kwarcu, a podrzêdnie muskowitu, serycytu, turmalinu oraz topazu. Lokalnie wykazuj¹ obecnoœæ fluorytu oraz ró¿nych minera³ów kruszcowych najczêœciej reprezentowanych przez ferbe-ryt, szelit, bizmut rodzimy, chalkopiryt i rutyl. Najpospolit-szym minera³em akcesorycznym grejzenów jest apatyt. Grejzeny s¹ ska³ami metamorficznymi, utworzonymi w wyniku procesów metasomatycznych (g³ównie
pneumato-Wi s³a Warszawa Sudety Sudetes Swieradów Zdrój Rozd ro¿e r Ize ski e jednostka Leœnej
Polska
Poland
2 6 4 5 9 8 7 je nd ostka Œw ieradowaZdroju 0 5km2lokalizacja punktów pomiarowychlocation of in situ measurements granica pañstwa
state border granity karkonoskie
Karkonosze granite metamorfik kaczawski Kaczawa Mts. metamorphic rocks leukogranity i leptynity leucogranites and leptinites
gnejsy, granitognejsy i granity izerskie Izera gneisses, granite-gneisses and granites ³upki ³yszczykowe mica-schists g³ówne uskoki main faults Leœna Unit
Œwieradów Zdrój Unit
Ryc. 1. Szkic geologiczny bloku izerskiego z zaznaczeniem punktów pomiarowych Fig. 1. Geological sketch of the Izera Block with locations of measurement sites
litycznych, a czêœciowo tak¿e hydrotermalnych), które objê³y gnejsy i granitognejsy izerskie jednostki Leœnej, w strefie kontaktowego oddzia³ywania waryscyjskiej (kar-bon górny) intruzji granitów Karkonoszy. Wystêpowanie tych ska³ wskazuje na ich œcis³y zwi¹zek ze stref¹ usko-kow¹ przebiegaj¹c¹ wzd³u¿ pó³nocnej granicy pasma ³upkowego Mirska.
Punkt 2 (ryc. 1) zosta³ zlokalizowany w czynnym
kamienio³omie bazaltów w Rêbiszowie na Pogórzu Izer-skim. Wystêpuj¹ce na tym obszarze bazalty nefelinowe i oliwinowo-nefelinowe, odznaczaj¹ siê ciemnoszar¹ lub czarn¹ barw¹, mikrokrystaliczn¹ struktur¹ oraz przewa¿nie zbit¹ i bez³adn¹ tekstur¹. Ska³y te s¹ zbudowane z ciasta skalnego oraz z tkwi¹cych w jego obrêbie prakryszta³ów. Analizowane bazalty sk³adaj¹ siê g³ównie z augitu (ok. 60% objêtoœci ska³y) oraz nefelinu, oliwinu i magnetytu. W ska³ach tych stwierdzono ponadto œladowe zawartoœci bio-tytu. Powstawanie tych bazaltów by³o zwi¹zane z neoge-ñsk¹ aktywnoœci¹ wulkaniczn¹, œciœle powi¹zan¹ z aktywnoœci¹ normalnych (grawitacyjnych) uskoków roz-wijaj¹cych siê w warunkach subhoryzontalnej ekstensji.
Punkt 3 (ryc. 1) zlokalizowano u wlotu do nieczynnej
sztolni, w ³upkach ³yszczykowych wystêpuj¹cych w paœmie Starej Kamienicy w centrum Czerniawy Zdroju. Te
ciemnoszare ska³y odznaczaj¹ siê typow¹ budow¹
³upkow¹. S¹ zbudowane g³ównie z kwarcu, ³yszczyków oraz chlorytu. Podrzêdnie zawieraj¹ granaty (almandyn) o œrednicy rzadko przekraczaj¹cej 0,5 cm. £upki ³yszczyko-we wykazuj¹ w tym rejonie mineralizacjê rudn¹
reprezen-towan¹ g³ównie przez kasyteryt, pirotyn, sfaleryt i
chalkopiryt. Minera³y te tworz¹ niewielkie soczewki, ¿y³ki oraz zbite, nieregularne skupienia. Omawiane ska³y powsta³y w wyniku przeobra¿enia górnoproterozoicznych ³upków ilastych i mu³owcowych. £upki ³yszczykowe, ukszta³towane g³ównie w warunkach progresywnego metamorfizmu facji almandynowo-amfibolitowej typu Barrowian (subfacja staurolitowo-almandynowa), uleg³y wielofazowym deformacjom tektonicznym, a tak¿e zosta³y zmienione przez roztwory hydrotermalne zwi¹zane z waryscyjsk¹ (karbon górny) intruzj¹ granitów Karkonoszy.
Punkt 4 (ryc. 1) zosta³ zlokalizowany w nieczynnym
kamienio³omie leptynitów, po³o¿onym w bliskim
s¹siedz-twie ods³oniêæ leukogranitów, na po³udniowym skraju miejscowoœci Kotlina, na pó³nocnych stokach Grzbietu Kamienickiego w Górach Izerskich. Leptynity s¹ ska³ami jasnymi (niemal bia³ymi), drobno- i na ogó³ równoziar-nistymi, wykazuj¹cymi bardziej lub mniej wyraŸn¹ budo-wê ³upkow¹. S¹ zbudowane g³ównie z kwarcu i skaleni (reprezentowanych przez albit, a podrzêdnie mikroklin) oraz z jasnej i znacznie rzadziej ciemnej miki. Do ich sk³adników akcesorycznych nale¿¹ apatyt i cyrkon. Lepty-nity s¹ ska³ami polimetamorficznymi powsta³ymi wskutek wielokrotnych przeobra¿eñ, którym uleg³y wylewne lub/i ¿y³owe ska³y magmowe typu porfirów kwarcowych (naj-prawdopodobniej reprezentowane przez ryolity). Zosta³y ukszta³towane w warunkach wielofazowych deformacji tektonicznych oraz procesów metasomatycznych, wœród których decyduj¹ce znaczenie odegra³a feldspatyzacja (g³ównie albityzacja).
Punkt 5 (ryc. 1) zlokalizowano na szczycie Sêpiej
Góry w rejonie Œwieradowa Zdroju, bêd¹cej najdalej na zachód wysuniêt¹ kulminacj¹ Grzbietu Kamienickiego w Górach Izerskich. Badaniami objêto naturalne ods³oniêcie granitognejsów. S¹ to ska³y jasnoszare, grubo- i przewa¿nie równoziarniste o budowie zbitej i s³abokierunkowej. Sk³adaj¹ siê g³ównie z kwarcu i mikroklinu, a podrzêdnie z oligoklazu, muskowitu, biotytu i chlorytu. Do akcesorycz-nych sk³adników nale¿¹: apatyt, cyrkon oraz tlenki ¿elaza. Lokalnie stwierdzono podrzêdne zawartoœci metasoma-tycznego albitu. Geneza tych ska³ nie jest znana; mog³y one powstaæ zarówno dziêki przeobra¿eniom utworów pocho-dzenia osadowego, jak i — co wydaje siê bardziej prawdo-podobne — ska³ magmowych. Granitognejsy te tylko w bardzo niewielkim stopniu uleg³y procesom metasoma-tycznym.
Punkt 6 (ryc. 1) zosta³ zlokalizowany na obszarze
wystêpowania gnejsów laminowanych, w korycie potoku Czerniawka w Czerniawie Zdroju, u podstawy pó³nocnego stoku masywu góry Smrk oraz Izerskiego Stogu. Gnejsy laminowane s¹ ska³ami jasnoszarymi, nierównoziarnisty-mi, odznaczaj¹cymi siê wystêpowaniem wyraŸnych, naprzemianleg³ych lamin ³yszczykowych i kwarcowych (podrzêdnie tak¿e kwarcowo-skaleniowych), w obrêbie których tkwi¹ mniej — lub bardziej liczne, ró¿nej wielkoœci oczka (fenokryszta³y) skaleni oraz kwarcu. Fenokryszta³y skaleni oraz kwarcu (a tak¿e skupienia obu minera³ów) rozpychaj¹, wyginaj¹ lub przerywaj¹ ci¹g³oœæ s¹sia-duj¹cych z nimi lamin ³yszczykowych. Gnejsy te s¹ zbudo-wane g³ównie z kwarcu i skaleni (reprezentowanych przede wszystkim przez skalenie potasowe i plagioklazy) oraz z jasnej i podrzêdnie ciemnej miki. Przewa¿nie wykazuj¹ te¿ niewielk¹ zawartoœæ chlorytu. Do ich sk³adników akcesorycznych nale¿¹ cyrkon, apatyt i zwi¹zki ¿elaza. Gnejsy laminowane s¹ prawdopodobnie paragnejsami, powsta³ymi wskutek przeobra¿enia pierwot-nej, górnoproterozoicznej serii osadowej, z³o¿onej g³ównie z materia³ów ilastych, a tak¿e mu³owców oraz piaskow-ców arkozowych i szarog³azowych.
W punkcie 7 (ryc. 1) badaniom poddano granity
rumburskie wystêpuj¹ce w naturalnych ods³oniêciach na stokach góry Œwieradowiec (Grzbiet Wysoki Gór Izer-skich). Granity rumburskie zawieraj¹ jasnoniebieskie b¹dŸ jasnofioletowe kryszta³y kwarcu (czêsto obok mlecznych lub jasnoszarych ich odpowiedników). S¹ ska³ami grubo- i
Ryc. 2. Przenoœny system spektrometryczny promieniowania gamma podczas pomiaru na granitach izerskich (punkt 9) Fig. 2. Portable gamma-ray spectrometry workstation during measurement in Izera granites (site 9)
zazwyczaj równoziarnistymi o budowie zbitej i bez³adnej. Sk³adaj¹ siê g³ównie z kwarcu, skaleni (reprezentowanych przez skalenie potasowe i plagioklazy) i ³yszczyków (muskowit, serycyt oraz biotyt). Do ich sk³adników akcesorycznych nale¿¹ przede wszystkim apatyt, tytanit i tlenki ¿elaza. Lokalnie pojawia siê tak¿e cyrkon. Granity rumburskie s¹ ordowickimi ska³ami magmowymi, w których œlady deformacji tektonicznych zosta³y w du¿ej mierze zatarte przez póŸniejsze procesy prowadz¹ce do ich pegmatytyzacji (g³ównie wskutek rekrystalizacji kwarcu oraz mikroklinizacji). Utwory te w niewielkim stopniu ule-ga³y procesom metasomatycznym za wyj¹tkiem silifikacji. Badania gnejsów smu¿ystych przeprowadzono na prze³êczy £¹cznik (pomiêdzy Izerskim Stogiem i gór¹ Smrk), znajduj¹cej siê w zachodniej, szczytowej czêœci Grzbietu Wysokiego Gór Izerskich (ryc. 1, punkt 8). Gnejsy te s¹ ska³ami jasnoszarymi, nierównoziarnistymi, o budo-wie zbitej i s³abo kierunkowej. W drobnoziarnistej masie skalnej, z³o¿onej z kwarcu, skaleni i ³yszczyków, wystê-puj¹ mniej lub bardziej liczne, ró¿nej wielkoœci fenokrysz-ta³y skaleni, kwarcu b¹dŸ agregatów z³o¿onych z obu tych minera³ów. S³ab¹ kierunkowoœæ tym ska³om nadaj¹
niere-gularne, strzêpiaste agregaty ³yszczykowe
tworz¹ce smugi. Gnejsy smu¿yste s¹ z³o¿one g³ównie z kwarcu, skaleni (reprezentowanych przez mikroklin i mniej liczny plagioklaz, a podrzêdnie przez metasomatyczny albit) oraz muskowitu i wyraŸnie ustêpuj¹cemu mu iloœcio-wo — biotytu. Przewa¿nie wykazuj¹ te¿ nie-wielk¹ zawartoœæ chlorytu. Do ich sk³adników akcesorycznych nale¿¹ apatyt, cyrkon, tlenki ¿elaza oraz rzadziej tytanit. Utworzy³y siê w wyniku deformacji pierwotnych ska³ magmo-wych, reprezentowanych przez drobnoziarniste i zazwyczaj porfirowate granity ordowickie, nale¿¹ one wiêc do ortognejsów.
W punkcie 9 (ryc. 1) znajduj¹cym siê na
stoku Izerskiego Stogu, badaniami objêto grani-ty izerskie. S¹ to ska³y jasnoszare, grubo- i zazwyczaj nierównoziarniste o budowie zbitej i bez³adnej. Zbudowane s¹ g³ównie z kwarcu, skaleni (reprezentowanych przede wszystkim przez plagioklazy i mikroklin, a podrzêdnie metasomatyczny albit) i ³yszczyków (muskowit i biotyt). Do akcesorycznych sk³adników grani-tów izerskich nale¿y apatyt i zwi¹zki ¿elaza; lokalnie wystêpuj¹ niekiedy tytanit oraz cyrkon. Geneza granitów izerskich nie jest jednoznacz-na. Tworzy³y siê one w wyniku pegmatytyzacji ró¿nych ska³ wyjœciowych zarówno pochodze-nia osadowego, jak i — znacznie czêœciej — magmowego. Ska³y te w niewielkim stopniu zosta³y objête procesami metasomatycznymi.
Metodyka pomiaru
Pomiary promieniotwórczoœci naturalnej ska³ krystalicznych bloku izerskiego zosta³y wykonane za pomoc¹ przenoœnego systemu spektrometrycznego promieniowania gamma firmy EG&G ORTEC. System ten sk³ada siê z detektora germanowego HPGe (o wydajnoœci 30%, d³ugoœci i œrednicy kryszta³u równej odpo-wiednio 59 i 58,6 mm) z kriostatem PGM–5, wieloka-na³owego analizatora amplitudy DART M–1 MCA oraz laptopa. Energetyczna zdolnoœæ rozdzielcza u¿ytego detek-tora wynosi 0,67 keV dla piku 122 keV i 1,73 keV dla piku 1,33 MeV. Oprogramowanie u¿yte do obs³ugi spektrome-tru oraz identyfikacji radionuklidów w warunkach in situ (M–1–B32) zosta³o dostosowane do pomiarów dokonywa-nych w geometrii 1 m i metod analizy in situ (Beck i in., 1972) opracowanych przez U.S. Department of Energy (DOE) Environmental Measurements Laboratory (EML). Obliczenie aktywnoœci deponowanych radionuklidów uzy-skuje siê implementuj¹c programowo metody EML, które
wykorzystuj¹ empirycznie wyznaczone wspó³czynniki
geometryczne i kalibracyjne. Dokonanie analizy staje siê mo¿liwe po podaniu czterech parametrów, z których jeden, "/D, opisuj¹cy pionow¹ dystrybucjê radionuklidów w pod³o¿u, a pozosta³e s¹ parametrami detektora (d³ugoœæ i œrednica kryszta³u oraz orientacja detektora). Parametrem wertykalnej dystrybucji radionuklidów jest wspomniany parametr"/D, gdzie " jest odwrotnoœci¹ d³ugoœci relaksacji (redukcja promieniowania gamma o czynnik e) dla
obser-0 300 600 900 1200 1500 1800 2100 2400 ENERGIA (keV) ENERGY (keV) 0 300 600 900 1200 1500 1800 2100 2400 0 600 1200 1800 2400 3000 3600 4200
a
235U ZLICZENIA COUNTS ZLICZENIA COUNTS ENERGIA (keV) ENERGY (keV) 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500b
226Ra 212Pb + Pb214 214Pb 214Pb 214Bi 208Tl 208Tl 212Bi 228Ac228Ac 212Bi 137Cs 214Bi 214Bi 40K 214Bi 214Bi 228Ac 212Pb + Pb214 235U 226Ra 208Tl 212Bi 214Pb 214Pb 208Tl 228 Ac 137Cs 208Tl 214Bi 214Bi 214Bi 40KRyc. 3. Widma promieniowania gamma otrzymane przenoœnym systemem spektrometrycznym na: (a) gnejsach laminowanych i (b) bazaltach. Charakte-rystyczne linie emiterów gamma s¹ zaznaczone nad odpowiednimi pikami Fig. 3. In situg-ray spectra obtained with the portable gamma-ray spectrometry from: (a) laminated gneisses and (b) basalts. The characteristicg-ray emitters are marked above the corresponding peaks
wowanej linii gamma, aD jest gêstoœci¹ oœrodka. Wyró¿nia siê trzy rodzaje rozk³adu nuklidów w mierzonym oœrodku i przypisuje im siê nastêpuj¹ce wartoœci parametru "/D
rozk³ad jednorodny —"/D < 0,1,
rozk³ad planarny —"/D > 0,5,
brak wyraŸnego rozk³adu — 0,1 < /D < 0,5.
W pierwszym przypadku emitery gamma s¹ roz³o¿one
jednorodnie w oœrodku i wartoœæ"/D przyjmuje siê równ¹ 0.
Przypadek drugi odnosi siê do radionuklidów zdeponowa-nych na lub bardzo p³ytko pod powierzchni¹ (œwie¿y opad
promieniotwórczy). W tym przypadku wartoœæ"/D
przyj-muje siê równ¹ (ORTEC, 2000). Dla starszych opadów
radioaktywnych wartoœci "/D s¹ ni¿sze. Trzeci przypadek
odnosi siê do sytuacji poœredniej, charakteryzuj¹cej siê brakiem wyraŸnego rozk³adu radionuklidów w oœrodku. Podczas przeprowadzanych pomiarów przyjêto wartoœci
parametru"/D równe odpowiednio: 0,21 dla 137Cs
(war-toœæ rekomendowana przez EG&G ORTEC, 2000) i 0 dla pozosta³ych radionuklidów.
Podczas pomiarów detektor, osadzony na trójnogu (ryc. 2), znajdowa³ siê 1 m nad powierzchni¹ ska³y lub gle-by. Z tej wysokoœci obszar obejmowany przez detektor dla emiterów gamma ma promieñ 10 m z g³êbokoœci¹ sondo-wania do 30 cm. Czas pomiaru na ka¿dym ze stanowisk wynosi³ od 2 do 3 godzin.
Interpretacja wyników badañ i dyskusja
Wartoœci aktywnoœci promieniotwórczej naturalnych
radioizotopów40 K,208 Tl,212 Pb,212 Bi,228 Ac,214 Pb,214 Bi oraz
depozycje antropogenicznego 137Cs uzyskane w wyniku
pomiarów przeprowadzonych na obszarze bloku izerskie-go, przedstawione s¹ w tab. 1. Do identyfikacji
poszczegól-nych radionuklidów i obliczenia ich aktywnoœci
wykorzystano nastêpuj¹ce przejœcia gamma (energie w
keV): 40K (1460,8), 137Cs (661,7), 208Tl (510,8; 583,1;
860,5), 212Pb (238,6; 300,1), 212Bi (727,2; 1620,6), 214Pb
(241,9; 295,2; 351,9), 214
Bi (609,3; 1120,3; 1238,1; 1764,5) i228
Ac (338,3; 911,1; 968,9) (Debertin & Helmer, 1988). Podane w tab. 1 wartoœci aktywnoœci
promienio-twórczej226Ra zosta³y obliczone na podstawie aktywnoœci
izotopów214Pb i214Bi.
Aktywnoœæ40K w badanych ska³ach
Najwy¿sze wartoœci aktywnoœci promieniotwórczej 40
K zosta³y zanotowane w gnejsach laminowanych (1256
Bqkg–1
) oraz granitognejsach (1134 Bqkg–1
). Nieco ni¿sze aktywnoœci tego radionuklidu uzyskano w przypadku
cynonoœnych ³upków ³yszczykowych (932 Bqkg–1),
grani-tu rumburskiego (896 Bqkg–1) oraz granitu izerskiego (877
Bqkg–1). Wymienione ska³y charakteryzuj¹ siê aktywnoœci¹
wy¿sz¹ ni¿ œrednia aktywnoœæ promieniotwórcza 40
K w
skorupie kontynentalnej, równej 850 Bqkg–1
(Eisenbud &
Gesell, 1997). Niewiele ni¿sz¹ aktywnoœæ40K od podanej
powy¿ej œredniej dla skorupy uzyskano w gnejsach
smu¿y-stych (813 Bqkg–1) i leptynitach (795 Bqkg–1). Najni¿sze
wartoœci aktywnoœci omawianego radionuklidu
zanotowa-no w grejzenach (433 Bqkg–1
) i w bazaltach (255 Bqkg–1
).
W przypadku tych ostatnich aktywnoϾ 40
K jest niemal Nuklid Nuclide Aktywnoœæ (Bqkg–1) Activity Stanowiska pomiarowe Measurement locations 1 2 3 4 5 6 7 8 9 Grejzeny Greisens Bazalty Basalts £upki ³yszczykowe Mica schists Leptynity Leptinites Granitognejsy Granite-gneisses Genjsy laminowane Laminated gneisses Granit rumburski Rumburk granite Gnejsy smu¿yste Flaser gneisses Granit izerski Izera granite 40 K 433 ± 7 255 ± 4 932 ± 9 795 ± 10 1134 ± 8 1256 ± 10 896 ± 7 813 ± 9 877 ± 7 137 Cs* 3109 ± 38 2171 ± 34 3140 ± 115 2672 ± 126 2479 ± 98 2036 ± 49 2488 ± 85 1984 ± 38 2522 ± 87 208 Tl 10,2 ± 1,5 14,6 ± 1,6 17,5 ± 1,2 17,9 ± 1,3 14,1 ± 0,4 16,6 ± 2,0 9,9 ± 0,7 9,2 ± 1,1 11,8 ± 2,9 212 Pb 23,7± 0,7 36,5 ± 0,7 42,0 ± 1,2 47,3 ± 9,2 39,6 ± 1,1 47,2 ± 1,3 23,8 ± 0,8 17,4 ± 1,0 22,6 ± 0,8 212 Bi <DL 24,6 ± 2,9 <DL 41,0 ± 8,7 35,9 ± 5,0 <DL 19,0 ± 2,7 13,2 ± 2,0 22,7 ± 4,5 228 Ac 26,9 ± 2,5 34,7 ± 3,4 47,9 ± 5,3 46,3 ± 3,8 35,9 ± 4,1 46,5 ± 7,0 26,0 ± 2,2 24,9 ± 3,2 31,2 ± 4,5 214 Pb 64,8 ± 3,0 33,4 ± 6,2 34,7 ± 2,9 45,8 ± 5,1 34,4 ± 5,4 68,2 ± 5,7 30,1 ± 4,9 54,2 ± 3,2 25,9 ± 4,5 214 Bi 64,1 ± 2,6 37,5 ± 8,9 39,2 ± 8,0 44,9 ± 2,7 36,7 ± 5,1 79,0 ± 7,5 36,15 ± 7,8 66,1 ± 7,0 37,2 ± 7,5 226 Ra** 64,4 ± 3,3 35,5 ± 9,2 36,9 ± 7,4 45,3 ± 4,7 35.6 ± 6.2 73.6 ± 9.9 33.1 ± 8.3 60.1 ± 9.3 31.6 ± 9.7 Tab. 1 Wyniki pomiarów in situ aktywnoœci promieniotwórczej:40
K,208 Tl,212 Pb,212 Bi,228 Ac,214 Pb,214 Bi oraz depozycji 137 Cs w ska³ach krystalicznych bloku izerskiego (b³êdy na poziomie jednego odchylenia standardowego)
Table 1. The results of in situ g-ray measurements of40
K,208 Tl,212 Pb,212 Bi,228 Ac,214 Pb,214 Bi and fallout of137 Cs in crystalline rocks of Izera Block. The uncertainty means one standard deviation
*Bqm–2
** Aktywnoœæ obliczona na podstawie aktywnoœci214Pb i214Bi (Based on214Pb and214Bi activities)
piêciokrotnie ni¿sza ni¿ w gnejsach laminowanych i
zdecy-dowanie ni¿sza od œredniej aktywnoœci gleby, tj. 400
Bqkg–1.
AktywnoϾ228Ac,212Pb,212Bi i208Tl (szereg232Th)
Na podstawie wyników zamieszczonych w tab. 1 mo¿na stwierdziæ bardzo dobrze zachowan¹ równowagê
promieniotwórcz¹ nuklidów rodziny torowej (228Ac,212Pb,
212 Bi i 208
Tl) w badanych ska³ach. Najwy¿sze aktywnoœci
promieniotwórcze zwi¹zane z nuklidem228Ac z szeregu
torowego zosta³y zanotowane w ³upkach ³yszczykowych
cynonoœnych (47,9 Bqkg–1
), gnejsach laminowanych (46,5
Bqkg–1
) oraz leptynitach (46,3 Bqkg–1
) i jedynie na tych stanowiskach pomiarowych s¹ one wy¿sze ni¿ œrednia
aktywnoœæ skorupy kontynentalnej, tj. 44 Bqkg–1
(Eisen-bud & Gesell, 1997). Dla pozosta³ych ska³ uzyskano aktywnoœci radionuklidów szeregu torowego zmieniaj¹ce
siê od 35,9 Bqkg–1 (228Ac) w granitognejsach do 24,9
Bqkg–1
(228
Ac) w gnejsach smu¿ystych.
AktywnoϾ226Ra (szereg238U)
Aktywnoœæ226Ra (238U) zosta³a obliczona na podstawie
aktywnoœci promieniotwórczej214
Bi i214
Pb. Najwy¿sz¹ jej
wartoϾ zanotowano w gnejsach laminowanych (73,6
Bqkg–1), nieco ni¿sz¹ w grejzenach i gnejsach smu¿ystych
(64,4 i 60,1 Bqkg–1
). W leptynitach aktywnoϾ 226
Ra
wynios³a 45,3 Bqkg–1, w ³upkach ³yszczykowych
cyno-noœnych, granitognejsach, bazaltach i granicie rumburskim
odpowiednio: 36,9, 35,5, 35,4 i 33,1 Bqkg–1. Granit izerski
charakteryzuje siê najni¿sz¹ aktywnoœci¹ zwi¹zan¹ z
sze-regiem uranowym (31,6 Bqkg–1). Aktywnoœæ226Ra na
czte-rech stanowiskach pomiarowych znacznie przekroczy³a (w gnejsach laminowanych dwukrotnie) wartoœæ œredni¹
aktywnoœci dla skorupy kontynentalnej, równ¹ 36 Bqkg–1
(Eisenbud & Gesell, 1997). Ska³y charakteryzuj¹ce siê
wysok¹ koncentracj¹226
Ra to oprócz wspomnianych ju¿ gnejsów laminowanych, grejzeny, gnejsy smu¿yste oraz
leptynity. Pozosta³e ska³y wykazuj¹ aktywnoœæ 226Ra
zbli¿on¹ do podanej wy¿ej wartoœci œredniej aktywnoœci skorupy. Wszystkie badane ska³y cechuj¹ aktywnoœci
zwi¹zane z szeregiem238U wy¿sze ni¿ œrednia aktywnoœæ
gleby 22 Bqkg–1. Na ryc. 3 s¹ przedstawione widma
promieniowania gamma otrzymane na gnejsach laminowa-nych i bazaltach charakteryzuj¹cych siê du¿ymi ró¿nicami w
aktywnoœciach (koncentracjach) 40K i nuklidów szeregu
238 U.
Stosunek aktywnoœci226Ra/228Ac w badanych ska³ach
Dla wszystkich badanych ska³ obliczono stosunek
aktywnoœci226
Ra/228
Ac odzwierciedlaj¹cy stosunek
aktyw-noœci238U do232Th . Uzyskane wyniki s¹ wy¿sze ni¿
war-toœæ œrednia U/Th dla skorupy kontynentalnej, wynosz¹ca w przybli¿eniu 0,8 (Eisenbud & Gesell, 1997). W przypad-ku gnejsów smu¿ystych i grejzenów otrzymano wartoœæ tego stosunku równ¹ 2,4, a wiêc trzykrotnie wy¿sz¹. Dla gnejsów laminowanych i granitu rumburskiego stosunek 226
Ra/228Ac wynosi odpowiednio 1,3 i 1,1, a dla bazaltów,
granitu izerskiego, granitognejsów oraz leptynitów jest równy 1,0. W cynonoœnych ³upkach ³yszczykowych stosu-nek ten jest zgodny z wartoœci¹ podawan¹ przez w/w auto-rów i wynosi 0,8.
Interpretacja wyników depozycji137Cs
Aktywnoœæ zwi¹zana z depozycj¹137Cs po testach
bro-ni j¹drowej i awarii czarnobylskiej dla danego obszaru
zmienia³a siê od od 1984 Bqm–2dla gnejsów smu¿ystych do
3140 Bqm–2 dla ³upków ³yszczykowych cynonoœnych.
Wartoœæ œrednia depozycji137
Cs wynios³a 2511 Bqm–2
i jest zgodna z wartoœci¹, jak¹ podaje Centralne Laboratorium Ochrony Radiologicznej (Jagielak i in., 1998) dla tego
rejonu Polski (3 kBqm–2
). Drug¹, co do wartoœci depozycjê 137
Cs uzyskano w pomiarze na grejzenach — 3109 Bqm–2.
Na pozosta³ych stanowiskach pomiarowych odnotowano
nastêpuj¹ce wartoœci: leptynity — 2672 Bqm–2, granit
izer-ski — 2522 Bqm–2, granit rumburski — 2488 Bqm–2,
grani-tognejsy — 2479 Bqm–2
, bazalty — 2170 Bqm–2
i genjsy
laminowane — 2036 Bqm–2.
Koncentracje K,232Th i238U w badanych ska³ach
Koncentracje K (SK) oraz 232
Th (S232) i 238
U (S238) w badanych oœrodkach skalnych, wyra¿one odpowiednio w
Stanowisko pomiarowe Measurement location Typ ska³ Type of rocks grejzeny greisens bazalty basalts ³upki ³yszczykowe mica schists leptynity leptinites granitognejsy granite-gneisses gnejsy laminowane laminated gneisses granit rumburski rumburk granite gnejsy smu¿yste flaser gneisses granit izerski izera granite 1 2 3 4 5 6 7 8 9 0 2 4 6 8 10 12 14 K (%), Th (ppm), U (ppm) 232 238 1 2 3 4 5 6 7 8 9 STANOWISKO POMIAROWE MEASUREMENT LOCATION K Th 232 U 238 .
Ryc. 4. Obliczone koncentracje: K (%), 232Th (ppm) i238U (ppm) w ska³ach kry-stalicznych bloku izerskiego
Fig. 4. Calculated concentrations of K (%), 232Th (ppm) and238U (ppm) in crystalline rocks of the Izera Block
procentach wagowych i ppm, zosta³y obliczone za pomoc¹ wspó³czynników przeliczeniowych podanych przez CLOR
wed³ug wzorów: SK = AK/303,4, S232 = A232/4,11, S238 =
A238/12,43, gdzie AK, A232i A238to aktywnoœci odpowiednio
40
K,232Th i238U wyra¿one w Bqkg–1.
Koncentracjê232
Th obliczono na podstawie aktywnoœci 228
Ac. Koncentracja 238U zosta³a natomiast obliczona na
podstawie aktywnoœci 226Ra, oszacowanej z aktywnoœci
214 Pb i214
Bi. Za³o¿ono przy tym istnienie równowagi pro-mieniotwórczej miêdzy nuklidami szeregu
uranowo-rado-wego238U®226Ra®222Rn®214Pb®214Bi, co jest spe³nione
dla wiêkszoœci ska³ magmowych i metamorficznych (Van Schmus, 1995; Eisenbud & Gesell, 1997). Emanacja rado-nu z powierzchni ska³y mo¿e powodowaæ ubytek rado-
nukli-dów pochodnych 214
Pb i 214
Bi maksymalnie w zakresie 10–20%, jednak w przypadku pomiarów przeprowadza-nych w terenie jest on kompensowany w du¿ej czêœci poprzez ich wk³ad do strumienia gamma z otaczaj¹cego powietrza (Helfer & Miller, 1988). Wyniki obliczonych
koncentracji K,232Th i 238U przedstawione s¹ na ryc. 4.
Œrednia koncentracja potasu, toru i uranu w skorupie kon-tynentalnej wynosi odpowiednio 2,8%, 10,7 ppm i 2,8 ppm (Van Schmus, 1995). Obliczone œrednie koncentracje K, 232
Th i238U w badanych ska³ach wynosz¹ odpowiednio: 2,7%,
8,7 i 3,7 ppm. Jak wynika z przedstawionych wartoœci, uzyskana œrednia koncentracja uranu jest wy¿sza, koncen-tracja potasu zbli¿ona, toru natomiast ni¿sza od podawanej przez cytowanego autora.
Potas
Najwy¿sza koncentracja potasu 4,14% zosta³a zanoto-wana w gnejsach laminowanych (paragnejsach). Wysoka zawartoœæ skaleni, w tym skalenia potasowego w materiale pierwotnym wyjaœnia tak wysok¹ aktywnoœæ zwi¹zan¹ z
rozpadem40
K w tych ska³ach. Równie¿ dosyæ oczywisty wydaje siê fakt wysokiej zawartoœci potasu w ³upkach ³ysz-czykowych cynonoœnych (3,07%). Drug¹, co do wartoœci zawartoœci¹ potasu charakteryzuj¹ siê granitognejsy (3,74%). Œrednia koncentracja potasu w badanych grani-tach wynosi 2,92% (2,95% w granicie rumburskim i 2,89% w granicie izerskim), jest ni¿sza od wartoœci podawanej w literaturze: >4% (Eisenbud & Gesell, 1997). W gnejsach smu¿ystych (ortognejsach) i leptynitach uzyskano koncen-tracje potasu równe odpowiednio 2,68 i 2,62%. Zawartoœæ potasu w gnejsach smu¿ystych ró¿ni siê wyraŸnie od uzy-skanej dla gnejsów oczkowych Kowar, równej 3,84% (Ple-wa & Ple(Ple-wa, 1992) oraz dla gnejsów jednostki Œwierado(Ple-wa — 3,82% (Malczewski i in., 2004).
Mo¿na zauwa¿yæ znaczn¹ ró¿nicê w koncentracjach potasu w para- i ortognejsach, co wydaje siê byæ wynikiem dosyæ zaskakuj¹cym. Nale¿y jednak uwzglêdniæ, ¿e w przypadku para- i ortognejsów zawsze pozostaje niepew-noœæ zwi¹zana z ich w³aœciw¹ genez¹, materia³em
pierwot-nym i stopniem jego przeobra¿enia, jak równie¿
intensywnoœci¹ i charakterem przemian metamorficznych. Wszystkie te czynniki maj¹ wp³yw na sk³ad mineralny powsta³ej ska³y, który jest bardziej zró¿nicowany w przy-padku paragnejsów (Koz³owski i in., 1986).
Najni¿sze koncentracje potasu zosta³y zanotowane w grejzenach i bazaltach odpowiednio 1,43 i 0,84%. Tak nisk¹ zawartoœæ potasu w grejzenach mo¿na wyt³umaczyæ
rozpatruj¹c ich sk³ad mineralny. Uzyskana koncentracja potasu w bazaltach jest bardzo zbli¿ona do podawanej przez Van Schmus (1997) dla tych ska³, równej 0,83% i ni¿sza ni¿ sugeruj¹ Plewa i Plewa (1992) 1,0%.
Tor
Przeprowadzone obliczenia wskazuj¹, i¿ najwy¿sz¹ koncentracj¹ toru charakteryzuj¹ siê ³upki ³yszczykowe cynonoœne (11,65 ppm), gnejsy laminowane (11,31 ppm) oraz leptynity (11,27 ppm). Koncentracja toru w granito-gnejsach wynios³a 8,73 ppm, w bazaltach natomiast 8,44 ppm. Uzyskana koncentracja toru w tych ostatnich jest znacz¹co wy¿sza np. w stosunku do bazaltu z Pielgrzymki — 3,81 ppm (Plewa & Plewa,1992), czy klark dla tej ska³y równy 2,70 ppm (Van Schmus, 1997). Zdecydowanie ni¿sz¹ koncentracjê toru wykazuj¹ pozosta³e ska³y. W grejzenach wynosi ona ju¿ tylko 6,55 ppm. W badanych granitach zarówno izerskim, jak i rumburskim uzyskano niskie zawartoœci toru, odpowiednio: 7,59 ppm i 6,33 ppm. Koncentracje te s¹ znacznie ni¿sze ni¿ zmierzone dla grani-tów Kudowy — 16,9 ppm, Strzegomia — 18,7 ppm, czy Szklarskiej Porêby — 32 ppm (Plewa & Plewa, 1992), przy œredniej koncentracja toru w granitach 17 ppm (Eisenbud & Gesell, 1997). Najni¿sz¹ koncentracjê232Th uzyskano w gnejsach smu¿ystych — 6,06 ppm. Jest to wartoœæ dwu-krotnie ni¿sza ni¿ otrzymana dla gnejsów oczkowych Kowar — 14,08 ppm (Plewa & Plewa, 1992) oraz gnejsów jednostki Œwieradowa — 12,8 ppm (Malczewski i in., 2004).
Uran
Najwy¿sze koncentracje uranu uzyskano w gnejsach laminowanych (5,92 ppm) oraz grejzenach (5,18 ppm). Dla gnejsów smu¿ystych otrzymano wartoœæ 4,84 ppm, która jest wy¿sza od uzyskanej dla gnejsów oczkowych Kowar — 4,05 ppm (Plewa & Plewa, 1992) i gnejsów jed-nostki Œwieradowa — 4,0 ppm (Malczewski i in., 2004). Nieco ni¿szymi zawartoœciami uranu charakteryzuj¹ siê leptynity (3,64 ppm), ³upki ³yszczykowe cynonoœne (2,97 ppm) i granitognejsy (2,86 ppm). W bazaltach rêbi-szowskich uzyskano koncentracjê uranu równ¹ 2,58 ppm. Wartoœæ ta, jest zdecydowanie wy¿sza ni¿ œrednia koncen-tracja238
U w bazaltach, tj. 0,9 ppm i nie mieœci siê w prze-dziale najczêœciej notowanych wartoœci dla bazaltów, a mianowicie: 0,5 — 1 ppm. Stosunkowo niskie koncentracje uranu otrzymano dla granitu rumburskiego (2,66 ppm) i granitu izerskiego (2,54 ppm). Wartoœci te s¹ zdecydowa-nie ni¿sze ni¿ te odnotowane dla granitów Kudowy — 3,94 ppm, Strzegomia — 7,31 ppm (Plewa & Plewa, 1992) czy leukogranitów — 9,8 ppm (Malczewski i in., 2004), ale s¹
zbli¿one do œredniej koncentracji238
U w granitach skorupy kontynentalnej, tj. 3 ppm (Eisenbud & Gesell, 1997)
Wnioski
Spektrometria in situ z u¿yciem przenoœnego systemu spektrometrycznego promieniowania gamma najnowszej generacji wyposa¿onego w detektor HPGe, okaza³a siê bardzo czu³¹ metod¹ pozwalaj¹c¹ na dok³adne wyznacza-nie koncentracji radionuklidów w œrodowisku. Pomiary
przeprowadzone in situ na terenie bloku izerskiego na dzie-wiêciu stanowiskach pomiarowych wykaza³y, ¿e
naj-wy¿sz¹ promieniotwórczoœæ zwi¹zan¹ z izotopem 40
K wœród badanych ska³ wykazuj¹ gnejsy laminowane, najni¿sz¹ natomiast bazalty. £upki ³yszczykowe charak-teryzuj¹ siê najwy¿sz¹ z badanych ska³
promieniotwór-czoœci¹ szeregu 232
Th, najni¿sz¹ zaœ koncentracjê 232
Th wykazuj¹ gnejsy smu¿yste. Najwiêksz¹ aktywnoœæ
pro-mieniotwórcz¹ zwi¹zan¹ z szeregiem238U zanotowano na
gnejsach laminowanych, najmniejsz¹ natomiast na grani-tach izerskich. Dosyæ zaskakuj¹cym wynikiem
przeprowa-dzonych pomiarów, jest odnotowanie wysokich
koncentracji 232
Th i 238
U w bazaltach z Rêbiszowa w porównaniu do innych bazaltów, dla których dane
pomia-rowe s¹ dostêpne w literaturze. Stosunek 226Ra/228Ac
(U/Th) w badanych ska³ach zmienia siê w szerokim zakresie od 0,8 dla ³upków ³yszczykowych do 2,4 dla gnejsów smu¿ystych i grejzenów. Na badanym obszarze
zarejestro-wano stosunkowo niski poziom depozycji izotopu137Cs ze
œredni¹ wartoœci¹ 2511 Bqm–2.
Literatura
ALEKSANDROWSKI P., KRYZA R., MAZUR S. & ¯ABA J. 1997 — Kinematic data on major Variscan strike-slip faults and shear zones in the Polish Sudetes, northeast Bohemian Massif. Geol. Mag., 134: 727–739.
BECK H. L., DE CAMPO J., GOGOLAK C. V. 1972 — In situ Ge(Li) and Na(Tl) gamma-ray spectrometry. New York: U.S. Department of Energy, Environmental Measurements Laboratory, HASL–258. BORKOWSKA M. 1966 — Petrografia granitów Karkonoszy. Geol. Sudet., 2: 7–107.
BORKOWSKA M., HAMEURT J. & VIDAL P. 1980 — Origin and age of Izera granite and Rumburk granite in the Western Sudetes. Acta Geol. Pol., 30: 121–146.
COOK N.J. & DUDEK K. 1994 — Mineral chemistry and metamor-phism of garnet–chlorite–mica schists associated with cassiterite–sul-phide–mineralisation from the Kamienica Range, Izera Mauntains, SW Poland. Chemie der Erde (Geochemistry) 54:1–32.
CYMERMAN Z. 1994 — Strefy œcinania w metamorfiku izerskim, Sudety. Prz. Geol., 42: 264–270.
CZAPLIÑSKI W. 1998 — Orthogneisses and metapelites from a poly-phase tectonic zone — mesostructural versus microstructural evidence: an example from Czerniawa Zdrój section (Izera–Karkonosze Block, West Sudetes). Geol. Sudet., 31: 93–104.
DEBERTIN K. & HELMER R. G. 1988 — Gamma–and X-ray spectro-metry with semiconductor detectors. Amsterdam. Elsevier Science Publishing Company, Inc.
DZIEMIAÑCZUK E. & DZIEMIAÑCZUK K. 1982 — Rozwój struk-turalny ³upków ³yszczykowych pasma kamienickiego miêdzy Czer-niaw¹ a Rêbiszowem. Kwart. Geol., 26: 13–43.
EG & GORTEC 2000 — In Situ Spectroscopy M–1–B32 M–1 Setup
Supervisor Program. Software User’s Manual. EG&G ORTEC Part
No. 779980, Oak Ridge.
EISENBUD M. & GESELL T. 1997 — Environmental radioactivity from natural, industrial, and military sources. San Diego, Academic Press: 134–200.
HELFER I. K. & MILLER K. M. 1998 — Calibration factors for Ge detectors used for field spectrometry. Health Physics, 55:15–29. JAGIELAK J., BIERNACKA M., HENSCHKE J. & SOSINSKA A. 1998 — Radiation Atlas of Poland 1997. Agencja Wydawnicza ARIES.Warszawa.
KORYTOWSKI A., DÖRR W. & ¯ELANIEWICZ A. 1993 — U–Pb dating of (meta)–granitoids in the NW Sudetes (Poland) and their bearing on tectonostratigraphic correlation. Terra Nova 5: 331–332. KOZ£OWSKA-KOCH M. 1965 — Granitognejsy Pogórza Izerskiego. Arch. Miner., 25: 123–261.
KOZ£OWSKI K. 1974 — £upki krystaliczne i leukogranity pasma Stara Kamienica–Œwieradów Zdrój. Geol. Sudet., 9: 7–98.
KOZ£OWSKI K., ¯ABA J. & FEDIUK F. 1986 — Petrologia ska³ metamorficznych. Pr. Nauk. UŒl., 383: 236 –243.
KRÖNER A., JAECKEL P. & OPLETAL M. 1994 — Pb–Pb and U–Pb ages for orthogeneisses from eastern Bohemia: Further evidence for a major Cambro–Ordovician magmatic event. J. Czech Geol. Soc., 39: 61.
KRYZA G., KUŒNIERZ A. & MAJEROWICZ A. 1979 — Cyrkony z granitoidów Karkonoszy oraz wschodniej czêœci krystaliniku Izerskie-go. Acta Univer.Wratislav., 407: 107–149.
MALCZEWSKI D., TEPER L. & DORDA. J. 2004 — Assessment of natural and anthropogenic radioactivity levels in rocks and soils in the environs of Swieradow Zdroj in Sudetes, Poland, by in situ gamma-ray spectrometry. J. Environm. Radioactiv., 73: 233–245.
MAZUR S. & KRYZA R. 1996 — Superimposed compressional and extensional tectonics in the Karkonosze–Izera Block, NE Bohemian Massif. Basemant Tectonics, 11: 51–66.
OBERC-DZIEDZIC T. 1988 — Rozwój gnejsów i granitów wschod-niej czêœci krystaliniku izerskiego w œwietle badañ teksturalnych. Acta Universitatis Wratislaviensis 997, Pr. Geol.-Miner., 13: 1–146. OLIVER G.J.H., CORFU F. & KROGH T.E. 1993 — U–Pb ages from SW Poland; evidence for a Caledonian suture zone between Baltica and Gondwana. J.Geol. Soc. London, 150: 355–369.
ORTEC 2000 — Gamma Vision–32 for M–1. Gamma-Ray Spectrum Analysis and MCA Emulator for Microsoft Windows 95, 98, and NT. Software User’s Manual. ORTEC Part No. 774780, Oak Ridge. PHILIPPE S., HAACK U., ¯ELANIEWICZ A., DÖRR W. & FRAN-KE W. 1995 — Preliminary geochemical and geochronological results on shear zones in the Izera–Karkonosze Block (Sudetes, Poland). Terra Nostra, 8: 122.
PLEWA M. & PLEWA S. 1992 — Petrofizyka. Wyd. Geol.: 248–271. SMULIKOWSKI K. 1958 — £upki mikowe I granitognejsy na pó³nocnych zboczach pasma kamienickiego w Sudetach Zachodnich. Biul., Inst. Geol., 127: 5–31.
SMULIKOWSKI W. 1972 — Petrograficzne i strukturalne problemy pó³nocnej okrywy granitu Karkonoszy. Geol. Sudet., 6: 97–188. SZA£AMACHA J. 1966 — Rozwój budowy geologicznej bloku izer-skiego. [W:] J. Oberc (red.) — Z geologii Ziem Zachodnich, Wroc³aw: 129–137.
TEISSEYRE H. 1968 — Prekambr w polskiej czêœci Sudetów. Kwart. Geol., 12: 749–771.
TEPER L. 1983 — Odtworzenie tektoniki rejonu Sêpiej Góry (Góry Izerskie) na podstawie metod analizy mezostrukturalnej. Pr. Nauk. UŒl, 614; Geologia, 7: 7–30.
VAN SCHMUS W. R. 1995 — Natural radioactivity of the crust and mantle. [In:] T. J. Ahrens Ed. Global Earth Physics. Washington: Ame-rican Geophysical Union: 283–291.
¯ABA J. 1979 — Pó³nocny kontakt granitu Karkonoszy w rejonie Zakrêtu Œmierci i Mniszego Lasu (Sudety Zachodnie). Geol. Sudet., 14: 47–74.
¯ABA J. 1984a — Geneza oraz metamorficzna ewolucja gnejsów i granitoidów masywu Izerskiego Stogu (Sudety Zachodnie). Geol. Sudet., 19: 89–190.
¯ABA J. 1984b — Stosunek waryscyjskiego granitoidu Karkonoszy do metamorfiku pó³nocnej os³ony oraz tektonika fa³dowa pasm ³upko-wych Szklarskiej Porêby i Starej Kamienicy (krystalinik izerski). [W:] J. Trzepierczyñski (red.), — Wybrane zagadnienia tektoniki krystalini-ku izersko-³u¿yckiego. Mat. Konf. Nauk., Jelenia Góra–Görlitz, Wyd. UŒl, Katowice: 7–72.
¯ABA J. 1985 — Progressive regional metamorphism of the Izera Block, Western Sudetes (Poland). Acta Universitas Carolinae, Geologia 1: 63–88.
¯ABA J. & KUZAK R. 1988 — Budowa strukturalna œrodkowej czê-œci pasma ³upkowego Szklarskiej Porêby (Góry Izerskie). Kwart. Geol., 32: 635–653.
¯ABA J. & TEPER L. 1989 — Tectonic transport directions in the Ize-ra Block (Western Sudeten). Krystalinikum, 20: 131–150.
¯ELANIEWICZ A. 1996 — Geology along the GBZA seismic profi-le (field guide). The Izera–Karkonosze Block and Main Intra–Sudetic Fault. EUROPROBE Transeuropean Suture Zone, Workshop, Wroc³aw. ¯ELANIEWICZ A., NOWAK I., ACHRAMOWICZ S. & CZAPLIÑ-SKI W. 2003 — Pó³nocna czêœæ bloku karkonosko-izerskiego: historia pasywnej krawêdzi terranu Saksoturyngii. [W:] W. Ciê¿kowski J. Woje-woda & A. ¯elaŸniewicz (red.) — Sudety Zachodnie: od wendu do czwartorzêdu, Polskie Towarzystwo Geologiczne, WIND Wroc³aw, 17–32.
