Dodatnie anomalie izotopów promieniotwórczych
238U,
232Th i
40K w strefie
paleozoicznego uskoku mójczañskiego w Górach Œwiêtokrzyskich
Boles³aw J. Kowalski*, Ireneusz J. Olszak**
Anomalies in concentrations of the238U,232Th,40K radionuclides in the Palaeozoic Mójcza fault zone from the Holy Cross Mountains (Central Poland). Prz. Geol., 492–497.
S u m m a r y. All the morphological, stratigraphical, and structural geology studies seem to indicate a neotectonic and Recent tectonic activity of the Variscan Mójcza reverse fault from the Palaeozoic core of the Holy Cross Mountains,a marginal zone of the Chêciny–Klimontów anticlinorium. In the subsurface sediments of the very fault zone, the concentrations of the238U,232Th,40K radionuclides are higher, even five times, than the average concentrations in the coeval strata from the Holy Cross Mountains and Poland. These concentrations of radionuclides seem to be connected with juvenile or relic waters migrating toward the Earth surface through a system of deep fault fissures rejuvenated due to neotectonic and Recent tectonic activity. Enrichment in concentrations of the radionuclides is suggested to have occurred in the deep zone of the Late Palaeozoic diabase and lamprophyre intrusions. The results raise a question whether positive anomalies (enrichment) in concentrations of radionuclides in terrigenous sediments near ancient faults might be a new evidence, apart from classical ones, for the Recent reactivation of faults.
Key words: Holy Cross Mountains, Mójcza Range, Mójcza fault, contemporaneous fault reactivation,238U,232Th,40K radionuclides W strukturze trzonu paleozoicznego Gór
Œwiêtokrzy-skich powszechne s¹ uskoki. S¹ to przewa¿nie uskoki wary-scyjskie, ale niektóre z nich mog¹ mieæ za³o¿enia starsze — kaledoñskie (Mizerski & Or³owski, 1993; Kowalczewski & Kowalski, 2000; Mizerski, 1991, 2000). Maj¹ one zwykle zró¿nicowany, czêsto zmienny k¹t upadu oraz kierunek i zwrot ruchu uskokowego, jak równie¿ pod³u¿ny, poprzecz-ny i skoœpoprzecz-ny przebieg wzglêdem paleozoiczpoprzecz-nych kierunków tektonicznych pod³o¿a. Nadaj¹ one fa³dowemu, paleozoicz-nemu górotworowi œwiêtokrzyskiemu charakter zrêbowy, zarówno w skali regionalnej jak i lokalnej.
W ostatnich latach niejednokrotnie zwracano uwagê, ¿e niektóre z tych uskoków, po³o¿one w strefach granicznych g³ównych jednostek strukturalnych Gór Œwiêtokrzyskich, mog¹ wykazywaæ — zgodnie z podstawami teoretycznymi sformu³owanymi przez Jaroszewskiego (1994) — przejawy neotektonicznej, a nawet wspó³czesnej aktywnoœci o piono-wej, pionowo-poziomej lub rzadziej poziomej sk³adowej przemieszczeñ (Kowalski, 1996, 1997, 1998, 2000a, b). S¹ te¿ sporadyczne sytuacje odzwierciedlania siê niektórych uskoków w rzeŸbie terenu skarpami uskokowymi, wzd³u¿ których odnotowano pionow¹ zmianê wyjœciow¹ pozycji jednowiekowych osadów czwartorzêdowych (Kowalski, 1998, 2000a). Spotykane s¹ równie¿ przypadki, ¿e w stre-fach uaktywnionych uskoków dochodzi do defleksji sieci drena¿u (Kowalski, 1995, 2002b), wystêpuje ponadto wzmo¿ona aktywnoœæ destrukcji egzogenicznej (Kowalski, 1996). Œwiadcz¹ o tym spotykane rozdo³y, debrze i w¹wozy ze œladami w ich dnach œwie¿ych bruzd erozyjnych z proga-mi regresyjnyproga-mi i kocio³kaproga-mi eworsyjnyproga-mi (ryc. 1), sto¿ki proluwialne u wylotu dolinek zawieszonych na skarpach uskokowych ponad dnami walnych dolin (ryc. 2) oraz na stokach sp³ukiwanie powierzchniowe, a u podstawy krawê-dzi — agradacja deluwialna (ryc. 3).
Natomiast w obrêbie wisz¹cych i elewowanych wspó³czeœnie skrzyde³ uskokowych, wystêpuj¹ z regu³y wypuk³e profile stokowe oraz silnie zeolizowane piaski fluwialne, fluwioglacjalne czy te¿ deluwialne (Jaœkowski, 1999; Kowalski, 1996). Z kolei w zasiêgu zrzucanych skrzyde³ tych uskoków rozwijaj¹ siê czêsto mokrad³a i
nawet zatorfienia (So³tysik, 2000, 2001; Kowalski, 2000, 2002b). Ponadto w pó³nocnej brze¿nej strefie bloku Otro-cza, na przeciêciu du¿ych uskoków, odnotowano w 1932 r. ognisko trzêsienia ziemi o sile 4 stopni w skali Richtera (Janczewski, 1932), którego hipocentrum zosta³o wyzna-czone na g³êbokoœci oko³o 10 km. Trzêsienia ziemi w innych obszarach Gór Œwiêtokrzyskich o magnitudzie 2,5–3,0 by³y tak¿e rejestrowane w latach: 1985, 1986, 1987, 1991 i 1993 (Arch. trzêsieñ ziemi w Polsce za lata 1989–1991 na serwerze: IRIS Data Menagement Center oraz podobne archiwum za lata 1950–1997 na serwerze: Prototype International Data Center).
W osadach bezpoœredniej strefy niektórych uskoków trzonu paleozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich (uskoki: mój-czañski, Pawe³kowej Wywary, Bukówki), wykazuj¹cych przejawy wspó³czesnej aktywnoœci, odnotowano podwy¿-szon¹ koncentracjê naturalnych izotopów
promieniotwór-czych:238U,232Th i40K oraz w pojedynczych przypadkach
— 226Ra (Kowalski, 2001). Zak³adaj¹c, ¿e zjawisko to
mo¿e mieæ zwi¹zek z tendencjami uskoków do odnawia-nia, poddano strefê jednego z takich uskoków — uskok mójczañski — szczegó³owszej analizie w zakresie stê¿e-nia izotopów w przypowierzchniowym profilu pionowym naduskokowych osadów detrytycznych (ryc. 4). Celem artyku³u jest zatem, prócz zaprezentownia argumentacji geologiczno-geomorfologicznej wskazuj¹cej na m³od¹ reaktywacjê uskoku mójczañskiego, próba znalezienia odpowiedzi na pytanie, czy podwy¿szona koncentracja radionuklidów w osadach przypowierzchniowych bezpo-œredniej strefy tego uskoku mo¿e mieæ zwi¹zek z jego ewentualn¹ neotektoniczn¹ i wspó³czesn¹ aktywnoœci¹?
Geologia i odmiana kinematyczna uskoku
Uskok mójczañski jest po³o¿ony w zachodniej czêœci trzonu paleozoicznego Gór Œwiêtokrzyskich, zwi¹zanej ze stref¹ pó³nocn¹ — brze¿n¹ antyklinorium chêciñsko-kli-montowskiego (ryc. 4B, D). Nale¿y on do wi¹zki zrzuto-wych dyslokacji diagonalnych typu odwróconego, wyró¿nionych tu przez Czarnockiego (1961) i zaktualizo-wanych w obrazie kartograficznym przez Tomczyka (1974). Opisywany uskok izoluje wschodni odcinek anty-kliny dymiñskiej, który zosta³ zrotowany w p³aszczyŸnie horyzontalnej i tworzy obecnie antyklinalny blok
mójcza-*Instytut Geografii, Akademia Œwiêtokrzyska, ul. Œwiêto-krzyska 15, 25-406 Kielce
ñski o przebiegu osi NNW–SSE, od jej odcinka zachodnie-go o przebiegu W–E (ryc. 4D, C). Uskok ten jest jednoczeœnie zachodni¹ granic¹ tego bloku, bêd¹cego jego skrzyd³em wisz¹cym zbudowanym z ró¿nych litofacjalnie ogniw kambru, ordowiku i syluru (ryc. 4D). Natomiast w krajobrazie z tym uskokiem jest zwi¹zana, niezale¿nie od odpornoœci ska³ na destrukcjê, bardzo czytelna, prostolinij-na skarpa uskokowa o wysokoœci wzglêdnej 2,0–3,0 m (ryc. 5). Po stronie zachodniej uskoku, w jego skrzydle zrzuconym, wystêpuj¹ osady œrodkowego dewonu przykryte 6–12 metrow¹ seri¹ gliny stokowej, warstwowanej, zdeformowanej postsedymentacyjnie i nadbudowanej piaskami deluwialnymi (ryc. 6). W skrzydle wisz¹cym uskoku niewielki pakiet tej gli-ny zosta³ wci¹gniêty w zwietrzelinê ska³ paleozoiczgli-nych strefy miêdzy s¹siaduj¹cymi z sob¹ w¹skimi blokami uskokowymi. Nie stwierdzono tutaj natomiast, ani w strefie bezpoœredniej uskoku, ani te¿ w oddaleniu od niego — co jest wa¿ne ze wzglêdu na koncentracjê badanych izotopów — powierzch-niowego lub wg³êbnego zalegania gliny lodowcowej.
W wykonanym pod wodoci¹g wykopie o g³êbokoœci ponad 3 m, który przecina w poprzek strefê odwróconego uskoku mójczañskiego, widaæ wyraŸnie jak na glinê sto-kow¹ skrzyd³a zrzuconego s¹ nasuniête ku zachodowi w¹skie bloki uskokowe ordowickich piaskowców,
buduj¹cych m. in. jego skrzyd³o wisz¹ce (przekop A–C na ryc. 6). Bloki te s¹ przewa¿nie o kszta³cie klinów zwê-¿aj¹cych siê ku do³owi. Podobne nasuniêcie bloków usko-kowych w kierunku zachodnim na glinê stokow¹, wynosz¹ce na linii W–E co najmniej 10 m, jest widoczne w wykopie pod fundament budynku mieszkalnego, po³o¿ony zaledwie 25 m na po³udnie od wykopu pod wodoci¹g (ryc. 7). Zaobserwowane i udokumentowane graficznie nasuniê-cia potwierdzaj¹ inwersyjny charakter uskoku mójcza-ñskiego, dostrze¿ony przez wczeœniejszych badaczy (Czarnocki, 1961; Tomczyk, 1974), jak równie¿ jego ten-dencje do neotektonicznej i wspó³czesnej reaktywacji. Nie wykluczone, ¿e postaæ bloków w skrzydle wisz¹cym i powsta³a sytuacja strukturalna w ich otoczeniu mog¹ wska-zywaæ na ewentualne aktywizowanie siê uskoku w trans-presyjnym — przesuwczo-zbie¿nym polu naprê¿eñ.
Oznaczony termoluminescencyjnie (Laboratorium TL Uniwersytetu Gdañskiego) wiek bezwzglêdny gliny stoko-wej (11 próbkek) na g³êbokoœci 1–2 m, pobranej w wyko-pie pod wodoci¹g i szurfach (stanow. A–G na ryc. 6), zamyka siê w przedziale: 23,0 ± 3,4–29,4 ± 4,4 ka BP. U podstawy krawêdzi uskokowej w stanowisku C (ryc. 6) wiek gliny oscyluje w przedziale czasowym: 22,7 ± 3,9 – 25,7±3,4 ka BP. Natomiast na zachód od wzmiankowanej krawêdzi jej wiek sukcesywnie wzrasta i w oddaleniu oko³o 200 m przekracza nawet >63,0 ka BP. Panuje wiêc tu zasada, ¿e glina ta jest m³odsza, im zalega bli¿ej krawêdzi uskokowej. Z kolei wiek tej gliny w 4 próbkach pobranych pod blokami uskokowymi piaskowców ordowickich, ods³oniêtych w g³êbokim do 5 m wykopie pod fundament budynku, obejmuje przedzia³ czasowy: 32,6 ± 4,9–111,3 ± 16,7 ka BP (ryc. 7). W ods³oniêciu tym nastêpuje obni¿anie wieku TL gliny, poczynaj¹c od bloków wewnêtrznych ku blokom zalegaj¹cym w strefie zewnêtrznej skrzyd³a wisz¹cego, a wiêc w kierunku zachodnim ku krawêdzi uskokowej i jej przedpola ze skrzyd³em zrzuconym.
Z uzyskanych oznaczeñ chronostratygraficznych wynika, ¿e glina stokowa w obrêbie skrzyd³a zrzuconego uskoku mójczañskiego, u podstawy jego krawêdzi usko-kowej, by³a odk³adana podczas wszystkich stadia³ów i inter-stadia³ów vistulianu, zgodnie z opracowanymi przez
Lindne-ra (1987b) dla czwartorzêdu Polski za³o¿eniami
koncepcyjnymi jednostek chrono- i litostratygraficznych. Z kolei przekraczaj¹ce zaleganie bloków uskokowych w kie-Ryc. 1. Aktywna bruzda erozyjna w dnie debrzy rozwiniêtej w
elewowanym skrzyd³a uskoku œrodkowej Lubrzanki
Fig. 1. Active erosional through at the bottom of a gill developed in the upcast wing of the middle Lubrzanka valley fault
Ryc. 3. Agradacja deluwialna u wschodniej podstawy elewowa-nego skrzyd³a uskoku œrodkowej Lubrzanki
Fig. 3. Deluvial aggradation in eastern part of the upcast wing base in the middle Lubrzanka valley fault
Ryc. 2. Sto¿ek proluwialny u wylotu zawieszonego odcinka debrzy na wschodniej krawêdzi elewowanego skrzyd³a uskoku œrodkowej Lubrzanki
Fig. 2. Wash-out cone in the undercut outlet gill in eastern part of the upcast wing in the middle Lubrzanka valley fault
runku zachodnim na coraz m³odszych ogniwach gliny stoko-wej, mo¿e tu wskazywaæ na synchronicznoœæ procesu odk³adania tej gliny z neotektonicznymi ruchami nasuwczy-mi, bêd¹cymi na przestrzeni vistulianu dynamicznym przeja-wem reaktywacji odwróconego uskoku mójczañskiego. To spostrze¿enie potwierdzaj¹ tak¿e, na bezpoœrednim przedpo-lu krawêdzi uskokowej, ods³oniête powierzchniowo ogniwa
gliny m³odszej oraz jej starsze odpowiedniki facjalne w nieco wiêkszym oddaleniu od tej krawêdzi (ryc. 6). Wydaje siê te¿ prawdopodobne, ¿e naprê¿enia w górotworze reaktywuj¹ce uskok dzia³a³y w holocenie i nawet wspó³czeœnie. Wskazuje na to zjawi-sko rejestrowanych w s¹siedztwie trzêsieñ ziemi, jak równie¿ sil-ne, wspó³czesne zbrekcjonowanie litych ska³ pod³o¿a w strefie przyuskokowej oraz proces ich rozpulchniania z czytelnymi for-mami powierzchniowych struktur pêcznienia relaksacyjnego. Ca³ej stre-fie towarzysz¹, niezale¿nie od jej
przy-kulminacyjnego po³o¿enia na
obsekwentnym stoku Pasma Mójcza-ñskiego, jak i stanów pogodowych oraz pory roku, wysiêki wody. Wysiê-ki te na stoku s¹ znaczone roœlinnoœci¹ charakterystyczn¹ dla mokrych sie-dlisk (ryc. 8), poœród której dominuje sit rozpierzch³y (Juncus effusus).
Metoda oznaczenia izotopów
Stê¿enie wytypowanych do analizy izotopów w strefie uskoku
mójczañskiego oznaczono w
Laboratorium
Termoluminescen-cji Uniwersytetu Gdañskiego,
metod¹ zmodyfikowan¹ przez Fedorowicza i Olszaka (1985), a uzyskane wyniki zweryfikowano w podobnym laboratorium Akade-mii Œwiêtokrzyskiej w Kielcach. Do oznaczeñ zosta³ u¿yty Miernik Promieniotwórczoœci Naturalnej MAZART-95 z sond¹ scyntyla-cyjn¹ SSU-70-2, wyposa¿on¹ w kryszta³ NaJ/T1 i kalibracyjne Ÿród³o izotopowe Cs-137. Aby unikn¹æ wp³ywu zanieczyszczeñ z powietrza atmosferycznego na rejestrowan¹ naturaln¹ promienio-twórczoœæ, próbki do oznaczeñ pobrano w profilu poprzecznym z g³êbokoœci 0,5–1,2 m i 1,5–2,0 m w wykopie A–C i szurfach D–G (ryc. 6) oraz z g³êbokoœci 1–4 m w wykopie pod fundament budynku (ryc. 7). Wyniki zawartoœci natu-ralnych radionuklidów w Bq/kg
C
B
0 12 24km
ANTYKLINA BRONKOWICKO–WYDRY
SZOWSKA BRONKOWICE–WYDRYSZÓW ANTIC LINE SYNKLINA BODZENTY ÑSKA BODZENTYN SYNCLINE SYNKL INORIU M KIELECKO– £AGOWSKIE KIELC E–£AGÓW SYN CLINORIUM ANTYKLINORIUM CHÊCIÑSKO–KL IMONTOWSKI CHÊCINY–KLIMO NTÓW ANTICLINO RIUM ANTYKLIN A £Y SOGÓRSKA £YSO GÓRY ANTICLINE SF HCF KIELCE D C 0 1 2 3km KIELCE Cm1 Cm1 Cm 1 Cm1 Cm1 D1 D1 D1 D1 Pz Pz D1 D1 D1 D1 D1 D1 D1 C1 C1 D2 D2 D2 D2 D2 D2 D2 D2 D2 D2 D2 D2 D3 D3 D3 D3 D3 D3 OS OS OS OS OS OS OS WARSZAWA 2 0° 50° B A D 0 0,5 1,0km BUKÓWKA MÓJCZA Cm1 Cm1 Cm1 Cm1 Cm1 Cm1 O1 O1 O1 O1 O1 O1 D1 D1 D1 D1 D1 D1 D1 D2 D2 D2 D2 D2 S3 S3 S3 S3 S3 S3 S3 S3 S2 S2 S2 S2 S2 S2 D3 Cm1 O1 D2 S3 C1 OS S2 D3 D1 Pz dolny kambr: piaskowce, ³upki i mu³owce
Lower Cambrian: sandstones, slates and mudstones ordowik i sylur: piaskowce i ³upki
Ordovician and Silurian: sandstones and slates
œrodkowy sylur: i³owce i ³upki graptolitowe Middle Silurian: loamstones and graptolitic slates górny sylur: ³upki graptolitowe
Upper Silurian: graptolitic slates dolny ordowik: piaskowce i ³upki Lower Ordovician: sandstones and slates
dolny dewon: piaskowce kwarcytowe i
Lower Devonian: quarzitic sandstones andpiaskowcesandstones
dolny karbon: ³upki Lower Carboniferous: slates cechsztyn: zlepieñce i margle Zechstein: conglomerates and marls uskoki
faults
po³o¿enie interpretowanego uskoku location of the interpreted fault œrodkowy dewon: wapienie i dolomity Middle Devonian: limestones and dolomites górny dewon: wapienie, margle i ³upki Upper Devonian: limestones, marls and slates
Ryc. 4. Szkic geologiczny obszaru badañ (D) i jego po³o¿enie na tle budowy geologicznej zachodniej czêœci antyklinorium chêciñsko-klimontowskiego (C) oraz paleozoicznego trzonu Gór Œwiêtokrzyskich (B) i Polski (A). Geologia na szkicu D wg Tomczyka (1974), na szkicu C wg Czarnockiego (1961)
Fig. 4. Geological sketch of the study area (D) and its situation against the geological structure of western part of the Chêciny–Klimontów anticline (C), and the palaeozoical structure of the Holy Cross Mts. (B). Geological structure in the sketch D — after Tomczyk (1974), geological structure in the sketch C — after Czarnocki (1961)
Ryc. 5. Skarpa uskokowa odm³odzonego wspó³czeœnie uskoku mójczañskiego. Widok od zachodu Fig. 5. Fault scarp of the presently reactivated Mójcza upcast. View from the west
przedstawiono na przekrojach poprzecznych przez strefê uskokow¹ w postaci krzywych koncentracji na tle ich prze-ciêtnej zawartoœci podanej przez Jagielaka i in. (1998) dla regionu œwiêtokrzyskiego i Polski.
Wyniki
Uzyskane wyniki wskazuj¹, ¿e badana strefa uskokowa tworzy wyraŸn¹ anomaliê dodatni¹, gdzie promieniotwór-czoœæ uranu-238, toru-232 i potasu-40 oraz w czterech
m n.p.m. m a.s.l. 0 0 1 2 3 4 m n.p.m. m a.s.l. 1 2 3 4 N S E W
A
2
A2A
1
A1 TL: 72,1 ±10,8 ka BP TL: 41 7 ±6,2 ka BP, TL: 32,6 ±4,9 ka BP TL: 79,7 ±12,0 ka BP TL: 111,3 ±16,7 ka BP 238 232 40 U Th K = 73,2 Bq/kg = 72,6 Bq/kg = 1640 Bq/kg 238 232 40 U Th K = 68,4 Bq/kg = 54,8 Bq/kg = 820 Bq/kg 238 232 40 U Th K = 82,2 Bq/kg = 68,6 Bq/kg = 1720 Bq/kg 238 232 40 U Th K = 61,4 Bq/kg = 58,1 Bq/kg = 1240 Bq/kg 238 232 40 U Th K = 80,2 Bq/kg = 65,8 Bq/kg = 1600 Bq/kg B C S E W N Θ Θ δ1 δ , δ1 3 δ3–trajektorie naprê¿eñ g³ównychtrajectories of main tensions –k¹t œcinaniashear angle
Ryc. 7. Ods³oniêcie osadów przypowierzchniowych w strefie uskoku mójczañskiego w wykopie pod fundament (A1i A2) i po³o¿enie
udokumentowanych œcian ods³oniêcia na ró¿y kierunków (B) oraz przybli¿ony uk³ad naprê¿eñ uskoku (C)
Fig. 7. Outcrop subsurface sediments in the Mójcza fault zone in the borehole (A1and A2) and directional situation of the describe,
out-crop walls (B), with approximate tensional pattern of upcast (C)
0,5 0,5 0 0 1,0 1,0 1,5 1,5 2,0 1 0 2 3 4 N: 180° N: 270° N: 270° U G -3 08 5:2 9, 4 ± 4, 4k a U G -3 08 6: >32 ,0k a U G -3 08 7: > 40 ,0k a U G -3 08 8: > 63 ,0k a U G -3 08 4:2 9, 4 ± 4, 4k a UG-2784: 27,2 ±4,1 ka UG-2785: 23,0 ±3,4 ka UG-2786: 27,4 ±4,1 ka UG-2988: 25,7 ±3,9 ka UG-2998: 22,7 ±3,4 ka UG-2790: >7,4 ka UG-2787: 25,1 ±3,8 ka (m) (m) (m) 0 3 6 9 m 300 290 280 270 m n.p.m. m a.s.l. E A W A D D B B C C E E F F G G 282,5 272,5 282,5 287,5 277,5 287,5 290 290 200 285 275 285 0 40 80 120 160 200 240 280 320 360 400 440 m
piaskowce ordowickie w stropie nadwietrza³e
Ordovician sandstones weathered at top
zwietrzelina gruzowo-piaszczysta, gliniasta
rubble-sandy waste, slightly clayey
glina wietrzelinowa ze strukturami pêcznienia i wyciskania
weathered till with express heave structures
glina stokowa z laminami piasku
slope till with sand lamination
piaski drobnoziarniste, deluwialne z poziomem humusowym gleby
deluvial fine-grained sands, sligtly silty and humic horizon of present soil
uskoki i zwrot ruchu uskokowego
faults and movement direction of dislocation Ryc. 6. Profil morfologiczny i sytuacja topograficzna strefy uskoku mójczañskiego z chronostratygrafi¹ osadów ods³oniêtych w prze-kopie (A–C) i szurfach (D–G)
Fig. 6. Morphological profile and the topographical situation of the Mójcza fault zone with chronostratigraphy of sediments in cross-sectional dig (A–C) and in borehole (D–G)
przypadkach radu-226 jest znacznie wy¿sza ni¿ naturalny jej poziom w bli¿szym otoczeniu uskoku i jego dalszym rejonie (ryc. 7, 9). Najwy¿sz¹ koncentracjê tych izotopów na linii poprzecznego przekroju odnotowano bezpoœrednio ponad uskokiem w strefie o szerokoœci oko³o 100 m. Wynosi ona dla uranu-238 do 88 Bq/kg, toru-232 do 90 Bq/kg i potasu-40 do 1875 Bq/kg. Jest regu³¹, ¿e stê¿enie tych izotopów, poczy-naj¹c od skarpy uskokowej, konsekwentnie maleje w kierun-ku zachodnim, a wiêc zgodnie z kierunkiem nachylenia terenu i odp³ywu wody wysiêkowej oraz atmosferycznej. W oddaleniu oko³o 250 m od uskoku stê¿enie to zbli¿a siê do œrednich wielkoœci rejestrowanych w osadach powierzchnio-wych regionu œwiêtokrzyskiego i Polski, które dla potasu-40 jest w granicach 200–400 Bq/kg, a uranu-238 i toru-232 w przedziale 21–26 Bq/kg (Jagielak i in., 1998) oraz do ich stê-¿eñ odnotowanych w pokrywie zwietrzelinowej ró¿nych czê-œci œwiata (IAEA, 2000). Natomiast w kierunku wschodnim (skrzyd³o wisz¹ce uskoku) stê¿enie izotopów szybko maleje i ju¿ w odleg³oœci 60 m od uskoku plasuje siê na poziomie œred-nich regionalnych i krajowych.
Przedstawione fakty wskazuj¹ jednoznacznie, ¿e wspo-mniane wy¿ej podwy¿szenie stê¿enia izotopów nie ma zwi¹zku z ewentualn¹ zawartoœci¹ w glinie okruchów star-szych ska³ pod³o¿a. Wi¹¿e siê ono natomiast z bezpoœred-nim s¹siedztwem uskoku.
Stê¿enie naturalnych radionuklidów w osadach opisy-wanej, bezpoœredniej strefy uskokowej, na linii wykopu pod wodoci¹g i szurfach, we wszystkich przypadkach przekra-cza jego œrednie wielkoœci podawane dla regionu Gór Œwiê-tokrzyskich i Polski (Jagielak i in., 1998). Dla potasu-40 stê¿enie to jest przekroczone cztero- i piêciokrotnie, a ura-nu-238 i toru-232 — ponad trzykrotnie. Równie¿ aktywnoœæ radu-226, oznaczona z po³udniowego odcinka uskoku, jest ponad dwukrotnie wy¿sza (oko³o 64 Bq/kg) od przeciêtnej jego aktywnoœci podawanej dla obszarów spoza strefy usko-ku mójczañskiego (25 Bq/kg). Podobne przekroczenia kon-centracji tych izotopów wystêpuj¹ na linii uskoku w s¹siednim wykopie pod fundament budynku (ryc. 7), gdzie uran-238 i tor-232 zarejestrowano w granicach 54–82 Bq/kg, a potas-40 w granicach 820–1720 Bq/kg.
Uzyskane wyniki mog¹ byæ porównywalne w Polsce jedynie z potencja³em radiologicznym przedstawionym przez Strzeleckiego i in. (1994, 2000) oraz Jagielaka i in.
(1998) dla niektórych stref granitoidowych i metamorficz-nych w Sudetach. Notowane przez tych badaczy w zwie-trzelinie stê¿enia radu-226 osi¹gaj¹ tam 60 Bq/kg, punktowo zaœ — 124 Bq/kg, potasu-40 ponad 700 Bq/kg, a uranu-238 i toru-232 oko³o 75 i wiêcej Bq/kg.
Przedstawiona koncentracja omawianych izotopów na profilach poprzecznych przez strefê uskokow¹ sugeruje, ¿e mo¿e ona mieæ bezpoœredni zwi¹zek z uskokiem mójcza-ñskim i potwierdzaæ obecnoœæ tendencji do jego neotekto-nicznego i wspó³czesnego odnawiania. Nie stwierdzono zwiêkszonej zawartoœci tych izotopów w ska³ach paleozo-icznych bloku mójczañskiego, ods³oniêtych poza osadami wietrzeniowo-pokrywowymi strefy badanego uskoku. Wspó³czesna morfologia terenu (wyniesiony ponad oto-czenie i zaokr¹glony grzbiet Pasma Mójczañskiego) oraz charakter litofacjalny osadów detrytycznych z podwy¿-szon¹ koncentracj¹ izotopów, wyklucza te¿ ich alimentacjê poza blokiem mójczañskim oraz transport do miejsca obec-nego zalegania. Opisane radioizotopy mog³y i mog¹ docie-raæ do powierzchni morfologicznej z g³êbszych partii litosfery, zapewne ze zmineralizowan¹ wod¹ juweniln¹ lub reliktow¹, systemem odnawianych w strefie uskokowej g³êbokich zluŸnieñ skalnych. Taka mineralizacja wody jest tutaj mo¿liwa, poniewa¿ uskok mójczañski znajduje siê w brze¿nej, równole¿nikowej strefie antyklinorium chêciñ-sko-klimontowskiego, na którego pó³nocnym przedpolu, pod osadami coko³u epiwaryscyjskiego, kontaktuje siê
2000 (Bq/kg) 1600 1200 800 400 0 A2 D2 B2 C2 E2 F2 G2 A1 D1 B1 C1 pz 40K 300 280 260 A D C E F G B 0 80 120 160 200 240 280 320 360 400 m m n.p.m. m a.s.l. E W 100 (Bq/kg) 80 60 40 20 0 A2 D2 B2 C2 E2 F2 A1 D1 B1 C1 pz 232Th G2 100 (Bq/kg) 80 60 40 20 0 A2 D2 B2 C2 E2 F2 A1 D1 B1 C1 pz 238U G2
Ryc. 9. Zawartoœæ naturalnych radionuklidów w osadach na prze-kroju przez strefê uskoku mójczañskiego. Linia ci¹g³a — dawka radioaktywnoœci na g³êbokoœci 0,5–1,2 m; linia przerywana — dawka radioaktywnoœci na g³êbokoœci 1,5–2,0 m; pz — przeciêt-na radioaktywnoœæ dla Polski i regionu œwiêtokrzyskiego; A–G — miejsca opróbowania
Fig. 9. The content of natural radioactive elements in sediments of the Mójcza upcast cross-section. Continuous line — radioac-tivity dose at a depth of 0.5–1.2 m; broken line radioacradioac-tivity dose at a depth of 1.5–2.0 m; pz — average value of natural radioac-tivity in Poland and the Holy Cross Mts Region; A–G — places of collecting samples
Ryc. 8. Sit rozpierzch³y (Juncus effusus) znacz¹cy w strefie odm³odzonego uskoku mójczañskiego wysiêki wody
Fig. 8. Common Rush (Juncus effusus) marking a spring line in the reactivated Mójcza fault zone
masyw ma³opolski z blokiem ³ysogórskim (Narkiewicz, 2002). W strefie tego kontaktu wystêpuj¹ m³odopaleozo-iczne intruzje ska³ magmowych — diabazów i lamprofirów (Czarnocki, 1939; Kowalczewski, 1974; Migaszewski, 2002). Najbli¿sze udokumentowane lokalne centra mag-mowe wulkaniczne i subwulkaniczne, które mog¹ byæ penetrowane przez wspomnian¹ wodê, znajduj¹ siê na sto-ku po³udniowym Œwiniej Góry (Pasmo Brzechowskie), w kulminacji Góry Krzemionki (Pasmo Or³owinskie) oraz w Salkowej ko³o Daleszyc. Miejsca te s¹ oddalone od bada-nego uskoku w kierunku SES i SE w kolejnoœci oko³o 4, 5,5 oraz 6 km. Natomiast w bezpoœredniej strefie omawia-nego uskoku mójczañskiego (po³udniowy i pó³nocny sk³on Góry Ska³a) wystêpuj¹ dobrze poznane pomagmowe utwo-ry hydrotermalne, m.in. galena (PbS), które wykorzysta³y do krystalizacji powszechne w tej strefie szczeliny i pustki egzokinetyczne (Kondaki, 1884; Czarnocki, 1937).
Wnioski
1. Uzyskane wyniki chronostratygraficzne gliny stokowej i zarejestrowane przyk³ady przekraczaj¹cego nasuniêcia bloków uskokowych na coraz m³odsze ogniwa tej gliny, upowa¿niaj¹ do stwierdzenia, ¿e odwrócony, paleozoiczny uskok mójcza-ñski by³ w vistulianie odnawiany neotektonicznie. Zapis usko-ku manifestuj¹cy siê obecnoœci¹ krawêdzi we wspó³czesnej morfologii terenu oraz towarzysz¹ce mu zjawisko wysiêków wody, podwy¿szaj¹cej uranowo-torowo-potasow¹ mineraliza-cjê osadów przypowierzchniowych, wskazuje, ¿e mo¿e byæ on reaktywowany tektonicznie równie¿ wspó³czeœnie.
2. Osady przypowierzchniowe w bezpoœredniej strefie odwróconego uskoku mójczañskiego maj¹ znacznie, nawet od dwu do piêciu razy podwy¿szon¹ koncentracjê izoto-pów uranu-238, toru-232 i potasdu-40 wzglêdem podob-nych litofacjalnie osadów poza t¹ stref¹.
3. Warunki geologiczno-strukturalne i morfologiczne usko-ku mójczañskiego, wielkoœæ koncentracji radionuklidów i ich zmiennoœæ w profilu pionowym i poprzecznym przez strefê uskokow¹, wskazuj¹, ¿e mo¿e byæ ona nastêpstwem naturalnej, endogenicznej promieniotwórczoœci, zwi¹zanej z odnawian¹ neotektonicznie i wspó³czeœnie dro¿noœci¹ uskoku mójczañskie-go. Migracja izotopów systemem g³êbokich, uskokowych szczelin ku powierzchni mog³a siê tu odbywaæ i prawdopodob-nie odbywa siê nadal za spraw¹ wysiêków wód reliktowych lub juwenilnych, mineralizowanych w g³êbokiej, skorupowej strefie z m³odopaleozoicznymi intruzjami ska³ magmowych.
4. Stwierdzone wielkoœci stê¿eñ naturalnych radionukli-dów w strefie uskoku mójczañskiego i ich ewentualny zwi¹zek z jego wspó³czesnym odnawianiem, obliguj¹ do przemyœlenia mo¿liwoœci stosowania w identyfikacji m³odych tendencji dynamicznych, niektórych starych usko-ków, obok metod geologicznych i geomorfologicznych (czy te¿ w powi¹zaniu z nimi), równie¿ metody radiometrycznej — koncentracji naturalnych izotopów w osadach przypo-wierzchniowych.
Literatura
CZARNOCKI J. 1937 — O z³o¿ach o³owianki w Kielcach i w Mójczy. Posiedz. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 48: 32–33.
CZARNOCKI J. 1939 — Sprawozdanie z badañ terenowych w Górach Œwiêtokrzyskich w 1938 r. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 15: 29–30. CZARNOCKI J. 1961 — Materia³y do przegl¹dowej mapy geologicz-nej Polski w skali 1 : 100 000, ark. Kielce. Wyd. Geol.
FEDOROWICZ S. & OLSZAK I.J. 1985 — TL studies of Quaternary sediments at the University of Gdañsk. Acient TL, 3: 10–13.
IAEA (International Atomic Energy Agensy) 2000 — Database of Natural Matrix Reference Materials. Vienna.
JAGIELAK J., BIERNACKA M., HENSCHKE J. & SOSIÑSKA A. 1998 — Radiologiczny atlas Polski 1997. Wyd. Central. Laborat. Radiologicznego, Warszawa.
JANCZEWSKI E. 1932 — Ruchy sejsmiczne zauwa¿one w Polsce w lutym 1932 r. Posiedz. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 33: 70–72. JAROSZEWSKI W. 1994 — Neotektonika i ruchy wspó³czesne. [W:] Dadlez R. & Jaroszewski W. (red), Tektonika. Wyd. PWN: 423–460.
JAŒKOWSKI B. 1999 — Zwi¹zek póŸnoplejstoceñskich procesów wydmotwórczych w regionie œwiêtokrzyskim z neotektoniczn¹ aktyw-noœci¹ pod³o¿a. Prz. Geol., 47: 1032–1038.
KONDAKI W. 1884 — O kopalinach rud o³owiu i miedzi w okolicy Kielc i Chêcin. Prz. Tech., 19: 12–16.
KOWALCZEWSKI Z. 1974 — Pozycja geologiczno-strukturalna mag-matyzmu œwiêtokrzyskiego w œwietle wyników ostatnich badañ geo-logicznych. Biul. Inst. Geol., 275: 11–62.
KOWALCZEWSKI Z. & KOWALSKI B.J. 2000 — Zarys budowy geologicznej. [W:] S. Cieœliñski & A. Kowalkowski (red.), Œwiêtokrzy-ski Park Narodowy — przyroda, gospodarka, kultura. Wyd. ŒPN, Bodzentyn–Kraków: 51–99.
KOWALSKI B. J. 1995 — Przejawy m³odej aktywnoœci tektonicznej w Dolinie Kielecko-£agowskiej w Górach Œwiêtokrzyskich i jej wp³yw na uk³ad sieci wodnej. Prz. Geol., 43: 307–316.
KOWALSKI B.J. 1996 — Powierzchniwe procesy egzogeniczne a tek-toniczna aktywnoœæ uskoku œrodkowej Lubrzanki w Górach Œwiêto-krzyskich — próba datowania. Prz. Geol., 44: 49–54.
KOWALSKI B.J. 1997 — Szczelina uskokowa z wype³nieniem ilastym w piaskowcach kwarcytowych zachodniej czêœci fa³du ³ysogórskiego (Góry Œwiêtokrzyskie). Rocz. Œwiêtokrz., Ser. B Nauki Przyr., 24: 103–115. KOWALSKI B.J. 1998 — Uskoki w czwartorzêdowych pokrywach fluwialnych doliny Lubrzanki w Gorach Œwiêtokrzyskich. [W:] W. Zuchiewicz (red.), Mater. III Ogólnopol. Konf. Komisji Neotekt. Kom. Bad. Czwartorz. PAN Neotektonika Polski: teraŸniejszoœæ i przysz³oœæ. UJ, Kraków: 34–35.
KOWALSKI B.J. 2000a — Morfologiczne konsekwencje wspó³czesnej aktywnoœci uskoków paleozoicznych w œrodkowej czêœci Gór Œwiêto-krzyskich. [W:] Dorobek i pozycja polskiej geomorfologii u progu XXI wieku. Wyd. UMK, Toruñ: 228–231.
KOWALSKI B. J. 2000b — RzeŸba. [W:] S. Cieœliñski & A. Kowal-kowski (red.), Monografia Œwiêtokrzyskiego Parku Narodowego. Wyd. ŒPN, Bodzentyn–Kraków: 107–128.
KOWALSKI B.J. 2001 — Izotopy promieniotwórcze (uran-238, tor-232, potas-40) jako wskaŸnik aktywnoœci tektonicznej paleozoicznego uskoku mójczañskiego w Górach Œwiêtokrzyskich. [W:] W. Zuchiewicz. (red.), Mater. IV Ogólnopol. Konfer. Neotektonika Polski: Neotektonika, morfotektonika, sejsmotektonika — stan badañ i perspektywy rozwoju. Kom. Neotektoniki Kom. Bad. Czwart. PAN, Kraków: 56–61. KOWALSKI B.J. 2002a — Geneza doliny rezerwatu przyrodniczego Bia³e £ugi. [W:] S. ¯urek (red.), Rezerwat torfowy Bia³e £ugi. Wyd. Homini, Bydgoszcz: 17–33.
KOWALSKI B. J. 2002b — Geneza sieci rzecznej w Górach Œwiêto-krzyskich. Pr. Inst. Geogr. Akad. Œw. w Kielcach, 7: 315–351. LINDNER L. 1987 — Main stratigraphic problems in the Pleistocene of Poland. Bull. Pol. Acad. Erth. Sc., 35: 343–358.
MIGASZEWSKI Z. 2002 — Datowanie diabazów i lamprofrów œwiê-tokrzyskich metod¹ K-Ar i Ar-Ar. Prz. Geol., 50: 227–229.
MIZERSKI W. 1991 — Mezostruktury fa³dowe i uskokowe w paleozo-iku regionu ³ysogórskiego Gór Œwiêtokrzyskich i ich znaczenie dla odtwarzania etapów deformacji tektonicznych. Prz. Geol., 39: 472–477. MIZERSKI W. 2000 — Tektonika i tektogeneza paleozoiku œwiêto-krzyskiego. Pr. Inst. Geogr. WSP w Kielcach, 4: 93–125.
MIZERSKI W. & OR£OWSKI S. 1993 — G³ówne uskoki poprzeczne i ich znaczenie dla tektoniki antyklinorium klimontowskiego — Góry Œwiêtokrzyskie. Geol. Quart., 37: 19–40.
NARKIEWICZ M. 2002 — Ordovician through earliest Devonian development of the Holy Cross Mts. (Poland): constraints from subsi-dence analysis and thermal maturity data. Geol. Quart., 46: 255–266. SO£TYSIK R. 2000 — Wp³yw czynnika tektonicznego na formowanie zabagnieñ w strefach przedprze³omowych dolin rzecznych w Górach Œwiêto-krzyskich i ich obrze¿eniu. Pr. Inst. Geogr. WSP w Kielcach, 4: 209–222. SO£TYSIK R. 2001 — Geneza mokrade³ Gór Œwiêtokrzyskich i Niec-ki NidziañsNiec-kiej. Arch. Wydz. Geogr. i Stud. Regional. UW, Warszawa. STRZELECKI R., WO£KOWICZ S., SZEWCZYK J. &
LEWANDOWSKI P. 1994 — Mapy radiologiczne Polski, cz. II: Mapa zawartoœci uranu, toru i potasu w Polsce. Pañstw. Inst. Geol.
STRZELECKI R., WO£KOWICZ S.& NA£ÊCZ T. 2000 — Pierwiast-ki promieniotwórcze a problem zagro¿eñ radiologicznych w miastach regionu sudeckiego. Prz. Geol., 48: 1139–1150.
TOMCZYK H. 1974 — Góry Œwiêtokrzyskie. [W:] Budowa geologicz-na Polski, t. 4, Tektonika, cz. 1, Ni¿ Polski. Inst. Geol.: 128–194.
