8. BADANIA IZOTOPOWE

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...
8. BADANIA IZOTOPOWE
8.1 RADON
8.1.1 WPROWADZENIE I METODYKA
Radon jest radioaktywnym gazem szlachetnym naleŜącym do VIII grupy układu
okresowego pierwiastków. Występuje jako gaz jednoatomowy, który jest łatwo
rozpuszczalny w wodzie. Spośród czterech występujących naturalnie w przyrodzie
izotopów radonu jedynie 222 Rn i 220 Rn odgrywają istotną rolę w hydrosferze i litosferze.
Czas połowicznego rozpadu 222 Rn wynosi 3,83 doby a 220 Rn 54,5 sekundy (CięŜkowski
i in., 1993; Przylibski, 2002).
Źródłem radonu w litosferze są przede wszystkim skały zawierające minerały
uranowe, lub teŜ inne minerały, w których uran występuje jako pierwiastek poboczny lub
akcesoryczny. Do skał takich zaliczyć moŜna kwaśne skały magmowe (granity) oraz
towarzyszące im skały powstałe w procesach pomagmowych (aplity, pegmatyty i in. skały
Ŝyłowe), a takŜe inne skały metamorficzne, będące rezultatem przeobraŜenia takich skał
lub skał osadowych. Uwolniony do przestrzeni porowej radon moŜe wędrować ku
powierzchni na skutek dyfuzji lub konwekcji, lub teŜ włączyć się w strumień wód
podziemnych. Wody podziemne ze względu na bardzo dobrą rozpuszczalność radonu
w wodzie stają się medium transportującym radon uwolniony z ziaren i kryształów do
przestrzeni międzyporowej. Transport ten jest najszybszy w miejscach kruchych
deformacji tektonicznych, natomiast w rejonach gdzie występują skały nieprzepuszczalne
dla wód mogą tworzyć się lokalne anomalie stęŜeń radonu. Radon rozpuszczony w wodzie
moŜe być transportowany na odległość ponad 50-100 metrów od swojego źródła
powstania. Z najnowszych badań modelowych wynika, Ŝe maksymalne stęŜenie radonu
woda podziemna uzyskuje po przepłynięciu około 1 km (Przylibski, 2002).
PowyŜej opisana geneza i właściwości radonu powodują, Ŝe gaz ten moŜe być
znacznikiem stosowanym do charakteryzowania struktur hydrogeologicznych (zbiorników
wód podziemnych) i lokalizowania stref dopływu. Radon stosowany jest jako znacznik
mieszania się róŜnych składowych wód podziemnych i moŜe słuŜyć do określenia
szybkości przepływu wód podziemnych przez warstwy skalne.
Do chwili obecnej na obszarze bloku przedsudeckiego nie były prowadzone
badania nad zawartością izotopu radonu w wodach podziemnych. Pomiary takie na
większą skalę były prowadzone w Sudetach (Świeradów Zdrój, Romanów, Kowary, Stare
102

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...
Bobrowniki, Masyw ŚnieŜnika itd.) gdzie w wielu przypadkach stwierdzono podwyŜszoną
radoczynność wód podziemnych dochodzącą w miejscowościach uzdrowiskowych do 885
Bq/dm 3 i 1660 Bq/dm 3 w Masywie ŚnieŜnika (CięŜkowski, 1983; Przylibski, 2002;
Przylibski i in., 2002; Przylibski, Adamczyk, 2003).
Bliskość krystalicznego masywu Sudetów i krystaliczne podłoŜe skalne
występujące na niewielkiej głębokości (do 300 metrów) sprawia, Ŝe w przypadku zasilania
warstw trzeciorzędowych wodami głębszego krąŜenia (przepływ regionalny) moŜemy
mieć do czynienia z podwyŜszonymi zawartościami radonu w wodzie. Największe
anomalie będą występować w miejscach gdzie występuje znaczna ilość spękań, szczelin,
por i pustek związanych z uskokami, nasunięciami i kruchymi dyslokacjami
tektonicznymi, które są droŜne dla wód i gazów.
Oprócz stwierdzenia bądź wykluczenia dopływu wód radoczynnych do warstw
trzeciorzędowych i ustalenia tym samym dróg krąŜenia wód podziemnych pomiary stęŜeń
radonu mają znaczenie zdrowotne. Pomimo niewątpliwych właściwości leczniczych wód
radonowych, ciągłe korzystanie z tego typu wody moŜe doprowadzić do powaŜnych
chorób układu oddechowego. JuŜ wartości powyŜej 100 Bq/dm 3 mogą niekorzystnie
wpłynąć na zdrowie, dlatego teŜ w niektórych krajach unii europejskiej istnieją przepisy
określające dopuszczalne stęŜenie radonu w wodzie do picia (Przylibski, 2002; Przylibski,
Adamczyk, 2003).
Próbki wody do badań zawartości izotopów gazów szlachetnych, głownie izotopu
radonu ( 222 Rn), pobrane zostały w sierpniu i październiku w większości ze studni
eksploatowanych przez ujęcia wód. Do poboru próbek wytypowano 6 studni
eksploatujących wody piętra trzeciorzędowego. Trzy studnie: Lutomia Dolna (nr 13),
Bystrzyca Dolna (nr 12), Pszenno (nr 17) połoŜone są na południu obszaru badań
w obrębie tektonicznego rowu Roztoki-Mokrzeszowa (zał. 1). Ich odległość od masywu
Sudetów nie przekracza 10 km. W centralnej części obszaru badań do opróbowania
wytypowano studnie na ujęciu wód podziemnych w Kątach Wrocławskich (nr 45)
połoŜoną 34,5 km na północ od uskoku sudeckiego brzeŜnego. Na północy opróbowano
dwie studnie (nr 1 i nr 2) leŜące na pograniczu bloku przedsudeckiego i monokliny
przedsudeckiej na Wrocławskim osiedlu Marszowice (zał. 1).
Pomiary stęŜeń radonu ( 222 Rn) w wodzie wykonano w Laboratorium
Hydrogeologicznym Zakładu Geologii i Wód Mineralnych Instytutu Górnictwa
Politechniki Wrocławskiej na systemie pomiarowym AlphaGUARD niemieckiej firmy
Genitron Instruments GmbH (Przylibski, Adamczyk, 2003).
103

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...
8.1.2 WYNIKI I DYSKUSJA
NajwyŜsze zawartości radonu stwierdzono w otworach połoŜonych w obrębie rowu
Roztoki-Mokrzeszowa w niewielkiej odległości od Sudetów. Wyjątek stanowi tu studnia
w Bystrzycy Dolnej (tab. 18) w przypadku której brak jest w nadkładzie trzeciorzędowej
warstwy wodonośnej warstw nieprzepuszczalnych (ryc. 16). Maksymalne stęŜenia radonu
w wodzie stwierdzono w studni w Pszennie (115 Bq/dm 3 ). Trzeciorzędowa warstwa
wodonośna ujmowana przez tą studnię oprócz występujących w stropie skał
nieprzepuszczalnych dla wód ma kontakt z podłoŜem krystalicznym i znajduje się w strefie
uskokowej. Tak wysoka zawartość radonu w wodzie podziemnej świadczy o intensywnym
zasilaniu wód piętra trzeciorzędowego wodami dopływającymi z podłoŜa krystalicznego.
MiąŜszy nadkład skał nieprzepuszczalnych uniemoŜliwia dalszą wędrówkę radonu ku
powierzchni co powoduje Ŝe notowane wartości stęŜeń tego gazu kilkunastokrotnie
przewyŜszają wartość tła i wartości uznawane ze neutralne dla zdrowia ludzi (tab. 18).
Pewnym zaskoczeniem są wyniki dla studni we Wrocławiu. Pomimo duŜego
nadkładu warstw nieprzepuszczalnych i kontaktu z podłoŜem krystalicznym w wodach
ujmowanych przez te studnie stwierdzono minimalne zawartości radonu co moŜe
świadczyć albo o braku dopływu (na co nie wskazuje skład chemiczny), albo o sezonowym
dopływie wód z głębszego podłoŜa krystalicznego. Powoduje to, Ŝe zdaniem autora,
istnieje podstawa do kontynuowania badań (np. sezonowych) stęŜeń 222 Rn i 220 Rn
w wodach tego obszaru.
Tab. 18. Pomiary stęŜeń radonu w wodach podziemnych piętra trzeciorzędowego
Nr Obiekt (symbol na mapie) Data pomiaru
Wynik [Bq /dm 3 ]
Rn-222
Błąd analizy [+/-]
17/9 Pszenno (17) 05.08.2004 115 5
13 Lutomia Dolna (13) 05.08.2004 10,1 1,1
45/1 Kąty Wrocławskie (45) 05.08.2004 7,7 1
12 Bystrzyca Dolna (12) 13.10.2004 0,8 0,1
2 Wrocław Marszowice – PGR (2) 13.10.2004 0,4 0,1
1 Wrocław Marszowice – limnimetr (1) 13.10.2004 0,3 0,1
104

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...
8.1. TRYT, DEUTER I 18 O
8.2.1 WPROWADZENIE I METODYKA
Podstawowe znaczenie w badaniach hydrogeologicznych ma stwierdzenie, Ŝe
podziemne wody pochodzenia infiltracyjnego mają składy izotopowe zbliŜone do średnich
rocznych składów izotopowych opadów danego miejsca. Jednak skład izotopowy opadów
atmosferycznych zaleŜy od szeregu czynników, z których najwaŜniejsze opisywane są jako
efekt temperaturowy, szerokościowy (zaleŜność od szerokości geograficznej),
kontynentalny, wysokościowy i sezonowy (CięŜkowski, Kryza, 1989). Znajomość składu
izotopowego wód współcześnie infiltrujących (zdefiniowanych jako wody całkowicie
zasilane po 1952 roku) w danym rejonie jest niezbędna jako względny punkt odniesienia
dla poprawnej interpretacji składów izotopowych wód głębszych. Okazuje się, Ŝe
korelacyjną zaleŜność pomiędzy δD i δ 18 O dla światowych opadów atmosferycznych
opisać moŜna równaniem (tzw. WMWL – World Meteoric Water Line)
18
δ D = 8•
δ O + 10
Ponadto po infiltracji wody opadowe po około dwóch latach ustalają swój skład
izotopowy i zanikają wahania sezonowe. Badając więc skład wód podziemnych, moŜna
wnioskować równieŜ o składzie wód opadowych (CięŜkowski, Kryza, 1993).
Występujące w wodach podziemnych izotopy środowiskowe dzielą się na dwie
podstawowe grupy:
- izotopy promieniotwórcze (do których zalicza się m. in. tryt - 3 H)
- izotopy stabilne (do których zalicza się deuter - 2 H i 18 O)
W interpretacji hydrogeologicznej przy izotopach promieniotwórczych wykorzystuje
się czas rozpadu promieniotwórczego tych izotopów (Dowgiałło, Nowicki, 1999).
Rezultaty badań izotopów stabilnych przedstawia się w postaci δ i wyraŜa w promilach.
Symbolem δ określa się względne odchylenie zawartości cięŜszego izotopu w próbce do
jego zawartości w tzw. średniej wodzie oceanicznej (V-SMOW) i definiuje wzorem
(CięŜkowski, Kryza, 1993; Clark, Fritz, 1997):
α
próbki
−α
wzorca
δ =
•1000 [‰]
α
wzorca
gdzie:
α próbki – stosunek zawartości izotopów ( 18 O/ 16 O lub 2 H/ 1 H) w wodzie
α wzorca – stosunek zawartości tych izotopów we wzorcu V-SMOW
105

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...
Badania izotopowe poszczególnych składników wód pozwalają określić genezę
wód, wysokość połoŜenia obszarów zasilania ich wiek, warunki panujące w trakcie
przepływu podziemnego a pośrednio takŜe długość drogi i kierunki przepływu.
(CięŜkowski, Kryza, 1993; d`Obyrn i in., 1995; d`Obyrn i in., 1997; Nowicki, 1999).
Wiek wód w sposób bardziej dokładny starano się określić badając stabilny izotop
wodoru – Tryt ( 3 H). Połowiczny okres rozpadu tego promieniotwórczego izotopu wynosi
ok. 12,4 lat, co w praktyce umoŜliwia określenie wieku wód do około 50 lat (Fetler,
Nowicki, 1997).
Dla określenia obszarów zasilania jak i wieku wód podziemnych pobrano w dniach
09.06.2004 i 15.06.2004 próbki wody w celu oznaczenia stęŜeń izotopów δ 18 O, δ 2 H i trytu
w wodzie. Badania wykonano w ośmiu wytypowanych studniach ujmujących wody
z warstw trzeciorzędowych. Rezultaty analiz izotopowych oraz stęŜenia trytu
zamieszczone są w tabeli 19. Z wynikami badań własnych zestawiono niepublikowane
wyniki archiwalne (Arch – niebieska czcionka) z tych samych punktów wykonane na
początku lat 90-tych XX wieku przez prof. S. Staśkę.
Badania izotopowe wód zarówno własne jak i archiwalne wykonano
w Towarzystwie Badania Przemian Środowiska „GEOSFERA” z Krakowa.
8.2.2 WYNIKI I DYSKUSJA
Pojedynczy pomiar stęŜenia trytu w wodach podziemnych pozwala stwierdzić czy
infiltracja wód opadowych miała miejsce przed czy po pierwszym okresie prowadzenia
prób z bronią termojądrową (lata 50-te XX-wieku). Ponadto pomiar taki pozwala na
określenie wraŜliwości zbiornika wód podziemnych na antropopresję. Stwierdzone
zawartości trytu w wodach podziemnych wyniosły od 0 do 5,5 jednostek T.U (tab. 19).
W przypadku studni nr 3, 45, 64 i 19 stwierdzone zawartości trytu mieszczą się
w granicach błędu pomiaru lub wynoszą 0 (woda beztrytowa). Oznacza to, Ŝe czas
dopływu wody do miejsca poboru próbki z warstwy wodonośnej wynosi ponad 50 lat
(Dowgiałło, Nowicki, 1999; Felter, Nowicki, 1997). Jedynie w studniach połoŜonych na
południu obszaru badań (studnie 18, 17, 71) stwierdzono zawartości trytu w granicach
5,0-5,5 T.U. Takie wartości stęŜeń trytu w wodzie podziemnej mogą oznaczać, Ŝe jej
infiltracja miała miejsce po pierwszym okresie prowadzenia prób z bronią termojądrową,
a więc po 1952 roku.
106

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...
„Niestety” krótki czas połowicznego rozpadu trytu i zaprzestanie prób z bronią
termojądrową w latach 60-tych XX wieku spowodowało, Ŝe od 1963 roku obserwuje się
stałe obniŜanie koncentracji trytu w opadach atmosferycznych. Obecnie na obszarze Polski
stęŜenie trytu wynosi poniŜej 20 TU i zbliŜa się do poziomu naturalnego co powoduje, Ŝe
znacznik ten traci na znaczeniu. Bardziej prawdopodobne wydaje się, Ŝe ilość trytu
zmierzona w badanych próbkach jest pochodzenia kosmogenicznego i geogenicznego niŜ
antropogenicznego. StęŜenie trytu naturalnego (kosmogenicznego) w opadach
atmosferycznych na półkuli północnej wynosi 10-20 T.U, podczas gdy tryt w wodach
podziemnych wynikający z produkcji geogenicznej moŜe przekraczać 2,5 T.U. Tak więc
zawartości trytu w wodach podziemnych na badanym terenie uniemoŜliwia jednoznaczną
interpretacje wieku badanych wód i czasu przepływu.
Wartość δ 18 O w wodzie, wahała się od –9,25 do –10,63 ‰ (tab. 18). Są to wartości
typowe dla wód współczesnych (holoceńskich), pochodzenia infiltracyjnego (CięŜkowski,
1990; Krawiec 1999).
Jedynie próbki z Wrocławia (studnie 2 i 3) są wyraźnie przesunięte w kierunku
bardziej ujemnych wartości δ 18 O i δD w stosunku do wód współczesnych. Skład
izotopowy wody ze studni 3 oraz brak trytu (w granicach dokładności pomiaru) świadczy,
Ŝe moŜe to być woda zasilana pod koniec ostatniego zlodowacenia lub wody te stanowią
mieszaninę wód glacjalnych i wód dopływających z południa Polski. Na jej tle woda ze
studni 2 zawiera w dominującym stopniu równieŜ wodę klimatu chłodniejszego od
panującego obecnie.
Wody ze studni 45, 18, 17, 64, 71, 19 są wodami zasilanymi we współczesnych
warunkach klimatycznych, przy czym studnie 45, 64 i 19 mają wody zasilane całkowicie
przed 1952 rokiem. Ponadto w wodach ze studni w Pszennie, Świdnicy i DzierŜoniowie
zaznacza się niewielkie około 0,2 ‰ w przypadku δ 18 O i 2 ‰ w przypadku δD
przesunięcie w kierunku bardziej ujemnych wartości. Oprócz zachodzącego efektu
wysokościowego świadczyć to moŜe o domieszkach ascenzyjnych wód starszych
dopływających z krystalicznego podłoŜa i obszaru Sudetów, lub wód reliktowych (ryc. 40).
107

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...
Tab. 19. Wyniki analiz izotopowych prób wody.
Nr Obiekt Data pomiaru
δ 18 O [‰]
V-SMOW
δ 2 H [‰]
V-SMOW
Tryt
[T.U.]
3 Marszowice działki 09.06.2004
2 Marszowice – PGR 09.06.2004
45/1 Kąty Wrocławskie 14.06.2004
-10,63 -76,4
-10,56 -76,5
-10,22 -72,7
-10,13 -73,5
-9,30 -66,3
-9,25 -66,4
0,3±0,3
1,5±0,3
0,4±0,3
Arch Świdnica 15.05.1990 -10
-66
-68
0,0±1,0
Arch Świdnica 6.11.1994
18/2 Świdnica 15.06.2004
17/1 Pszenno 15.06.2004
Arch DzierŜoniów 14.10.1991
64 DzierŜoniów 15.06.2004
71 Borowica 15.06.2004
19 StróŜa 15.06.2004
-9,4 -67
-9,5 -67
-9,43 -67,3
-9,45 -66,8
-9,56 -69,1
-9,56 -68,0
-9,85 -74,5
-9,76 -74,3
-9,53 -68,0
-9,53 -67,5
-9,31 -65,9
-9,37 -66,4
-9,17 -66,1
-9,24 -67,4
13,3±0,7
5,0±0,3
5,3±0,3
42,5±1,9
0,0±0,3/
5,5±0,3
0,1±0,3
Średni skład izotopowy wód podziemnych na obszarze badań wyniósł:
δ 18 O = -9,64‰ i δD = - 69,01‰
Linia korelacyjna ma postać:
δD = 6,1304 18 O – 9,5874
Wartość δ 18 O wykazała wysoką zaleŜność korelacyjną względem wysokości
bezwzględnej miejsca poboru próbki. Z zakresu tej korelacji wyłączono punkty 2 i 3,
reprezentujące studnie ujmujące wody z warstw trzeciorzędowych na pograniczu bloku
przedsudeckiego i monokliny przedsudeckiej (ryc. 41). Współczynnik korelacji liniowej
108

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...
(Spearmana) wyniósł R = 0,7 (p = 0,12, n = 6) i wyraźnie nawiązuje do efektu
wysokościowego, czyli wzrostu wartości δ 18 O wraz ze spadkiem wysokości bezwzględnej.
Korelacje tą moŜna oddać wzorem: H = -2202,4948 – 256,397 * x
-60
WMWL
71
64 18/2
45/1
19
współczesna
infiltracja
δ D [‰]
-70
17/1
2
3
-80
-11 -10 -9
δ 18 O [‰]
Ryc. 40. Składy izotopowe tlenu i wodoru badanych wód (numeracja według zał.1.)
WMWL – Światowa linia opadów.
600
500
H m n.p.m.
400
300
200
100
3 2
64 71
17/1
45/1
19
0
-11.3 -10.8 -10.3 -9.8 -9.3
δ 18 O [‰]
Ryc. 41. Zmienność δ 18 O z wysokością nad poziomem morza.
109

Warunki hydrogeologiczne osadowych formacji trzeciorzędu bloku przedsudeckiego...
Przestrzenne zróŜnicowanie składu izotopowego wód z piętra trzeciorzędowego
przedstawia rycina 42.
0 km 5 km 10 km15 km
Wrocław-Leśnica
0 km 5 km 10 km15 km
Wrocław-Leśnica
Kostomłoty
Kostomłoty
Kąty Wrocławskie
Kąty Wrocławskie
Strzegom
Mietków
Strzegom
Mietków
Jaworzyna Śląska
Sobótka
Jaworzyna Śląska
Sobótka
Świebodzice
Świdnica
Pszenno
Świebodzice
Świdnica
Pszenno
δD
DzierŜoniów
δ 18 O
DzierŜoniów
Piława Górna
Piława Górna
Ryc. 42. Szkic rozkładu δD i δ 18 O kreślony metodą kridingu.
110