Vyhodnocení migrace radionuklidu 226 Ra ve dnových sedimentech Rychvaldské stružky (Ostrava-Poruba)

Transkript

1 MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA Radek Morcinek Vyhodnocení migrace radionuklidu 226 Ra ve dnových sedimentech Rychvaldské stružky (Ostrava-Poruba) Rešerše k bakalářské práci Vedoucí práce: doc. RNDr. Josef Zeman, CSc. 1

2 Obsah 1. Úvod Historie areálu Lokalita Vodní jáma Žofie Geografická lokalizace Geologie širšího okolí Geologie hornoslezské pánve Hydrogeologie v ostravsko-karvinském revíru Geologie petřvaldské dílčí pánve Důlní vody Definování důlní vod Obecné složení důlních vod Radioaktivita Nuklidy a izotopy Ionizující záření Záření α Záření β Záření γ Vznik terestriálních radionuklidů Radium Radium ve vodách Vliv radionuklidů na zdraví Použitá literatura Přílohy

3 1. Úvod Dobývání uhlí má v oblastech těžby značný vliv na životní prostředí. Po ukončení těžby, zatopení dolů a remediaci dotčených areálů zůstávají jako dlouhodobý problém kontaminované důlní, povrchové a průsakové vody. Dlouhodobě vypouštěné důlní vody z vodní jámy Žofie v Ostravě ovlivňují povrchové toky, zejména jejich dnové sedimenty, zvýšenou aktivitou radia 226 Ra. Vodní jáma Žofie se od roku 1999 používá k odčerpávání důlních vod. Odčerpaná voda je vypouštěna do Rychvaldské stružky, odkud se postupně dostává do řeky Odry. Protože důlní vody mohou obsahovat velké množství rozpuštěných látek, které mohou ovlivňovat životní prostředí potažmo i člověka, je důležité rozpuštěné látky monitorovat případně provádět vhodná opatření sloužící k zabránění kontaminace okolí. Pozornost se věnuje hlavně obsahu radia a prvkům vznikajícím při jeho rozpadu, které mohou být nebezpečné pro organismy žijící v okolí Rychvaldské stružky. 3

4 2. Historie areálu Dobývání černého uhlí začalo na lokalitě již v roce Hloubení těžní a větrní jámy bylo zahájeno v roce 1871 těžařstvem bratří Gutmannů (Kamenouhelné doly Orlová) a postupně byly prohlubovány až na konečnou hloubku výdušné jámy 805 m. Těžba byla ukončena v roce Lokalita Žofie zahrnuje pouze areál Žofie, areál byl při zahájení útlumu v roce 1994 součástí bývalého Dolu Fučík v dobývacím prostoru Poruba. Většina údajů o dobývacím prostoru, těžbě a důlních dílech jsou uvedena pod lokalitou Fučík (Diamo, s. p., 2016). Obr. 1 Důl Žofie v době těžby, (Hornici.info, 2016). 3. Lokalita Vodní jáma Žofie 3.1. Geografická lokalizace Lokalita Žofie a okolní území ovlivněné vypouštěním důlních vod leží v Moravskoslezském kraji, okresu Karviná, zhruba 10 km východně od Ostravy a asi 13 km na západ od hranic s Polskem. 4

5 Zájmové území se nachází v povodí Rychvaldské stružky, která protéká městy Orlová a Rychvald. Po obou březích Stružky je vybudováno několik rybníků. Stružka se postupně dostává do řeky Odry. Lokalizace vodní jámy Žofie je zobrazena na obr. 2. Obr. 2 Obr. Geografické 2 1 vymezení oblasti Vodní jámy Žofie, (Mapy.cz, 2015), upraveno Geologie širšího okolí Z geologického hlediska se vodní jáma Žofie nachází v ostravsko-karvinském revíru, konkrétně Petřvaldské dílčí pánve, která je součástí Hornoslezské pánve. Sedimenty hornoslezské pánve vyplňují území trojúhelníkového obrysu o rozloze kolem 7000 km 2 z čehož pouze asi 1550 km 2 (jižní části) se nachází na území České Republiky, zbytek s. a v. od nás v Polsku (Pešek et al., 2012). Hornoslezská pánev představuje jednu z významných evropských paralických a limnických černouhelných pánvi. Omezení celé pánve je dosud neznáme, neboť její sedimenty jsou většinou zakryty mladšími uloženinami, na povrch vystupují jen v malých výchozech a z velké části jsou známy jen z hlubokých průzkumných nebo strukturních vrtů nebo z důlních děl (Dopita et al., 1997). Česká část hornoslezské pánve je provozně dělena do tří oblastí: 5

6 Ostravsko karvinský revír (dále jen OKR) Podbeskydská část příborsko těšínský revír (PTR) = příborská oblast frenštátská oblast (FO). Ostravsko - karvinský revír je na severu omezen dětmarovickým výmolem, na západě neproduktivním karbonem, na jihu hlavním bludovickým výmolem a na východě státní hranicí s Polskou republikou. OKR je dále geologicky i provozně členěn na tři dílčí pánve (od západu k východu) (Grmela, 2004): ostravská dílčí pánev petřvaldská dílčí pánev karvinská dílčí pánev Rozdělení Hornoslezské pánve je zobrazeno na obr. 3. Obr. 3 Rozdělení Hornoslezské pánve na tři dílčí pánve (Grmela, 2008), upraveno Geologie hornoslezské pánve Podloží pánve tvoří brunovistulikum s pokryvem většinou devonských a spodnokarbonských uloženin, výplň pánve tvoří klastické svrchnokarbonské sedimenty se slojemi černého uhlí. 6

7 Z geologického hlediska se pánev dělí na západně položenou a mobilnější předhlubeň variského horstva a východnější platformní část. Obě části se liší mocnostmi, výplní i intenzitou tektonického porušení, kterého od západu k východu ubývá. Svrchnokarbonské horniny jsou na našem území pouze ve velmi omezených odkryvech např. v městě Ostrava. Jinak jsou kryty neogenními uloženinami karpatské předhlubně a příkrovy Vnějších Karpat (Chlupáč, 2002). Karbon je v OKR dále členěn na dva základní vrstevní celky: spodní neproduktivní svrchní produktivní Spodní karbon je znám z výchozu na západním okraji pánve. Místy se již v něm nacházejí uhelné slojky do max. 30 cm, jsou tedy hornicky nevyužitelné. Kontakt spodního a svrchního karbonu je konkordantní. Stratigraficky spodní karbon odpovídá svrchnímu visé až namuru A. Svrchní karbon je zájmovou části OKR. Uhlonosné sedimenty se dělí na dvě jednotky: souvrství ostravské souvrství karvinské Ostravské souvrství (namur A) na Ostravsku dosahuje ostravské souvrství mocnosti až 2880 m, směrem na východ se tato mocnost zmenšuje přibližně o polovinu a také směrem na jih do podbeskydské části pánve se mocnost zmenšuje více než o polovinu. Uhlí slojí jsou středně až silně prouhelněné nejvíce na západním okraji pánve, směrem na východ a do nadloží prouhelnění klesá. Ostravské souvrství se dále člení na vrstvy (na obr. číslo 4 stratigrafické schéma). Karvinské souvrství (namur B vestfal A) vznikalo po intranamurském hiátu. Nový vývoj podmínil vznik sedimentů, které lze brát za kontinentální uhlonosnou molasu. Největší mocnost asi 1200 m dosahuje karvinské souvrství na Karvinsku, odkud je znám i nejširší profil tohoto souvrství v české části hornoslezské pánve. Tak jako ostravské souvrství, také karvinské se dále člení na vrstvy (Grmela, 2004). 7

8 Obr. 4 Stratigrafické schéma karbonu hornoslezské pánve (Dopita et al., 1997) Hydrogeologie v ostravsko-karvinském revíru V ostravsko-karvinském revíru došlo vlivem těžby k změnám v geohydrodynamických systémech. Může za to především, že původně izolované hydraulické systémy byly uměle propojeny vrty, jámami, důlními díly nebo k propojení došlo zálomovými trhlinami nad poruby a závaly důlních děl. V oblastech hornicky otevřených se zde vytvořil nepravidelně rozvinutý 8

9 hydraulický systém, který zahrnuje jak horniny karbonu, tak horniny jeho pokryvu, včetně kvarterních sedimentů. V oblastech, kde nedošlo k důlní činností, zůstaly hydraulické poměry zachovalé. V české části hornoslezské pánve, je hydraulický systém plošně odlišný. V oblasti, kde nejsou beskydské příkrovy, jsou hydraulicky propojeny většinou puklinové kolektory spodnobádenského pokryvu a někdy i průlinové kolektory kvarterních sedimentů. Naopak v oblasti beskydských příkrovu jsou hydraulicky propojeny i zvodně ve spodnokřídových a paleogenních horninách příkrovů Západních Karpat. Zdrojem podzemních vod v oblasti jsou vody kvarterních zvodní a vody zvodní spodnobádenského karbonu. Mohou mít dva původy a to původ ze svrchního zvodněného písčitého komplexu pelitických facií či ze spodní zvodněného písčitého komplexu pelitické facie. Následující zdroje jsou štěrkopísčitá a písčitá bazální klastika spodního bádenu (horizont detritový). 9 Další zdroje mohou být i vody puklinových a zlomových systému zvětralinového pláště karbonu. V oblasti kde zasahují beskydské příkrovy, jsou zdrojem vody převážně puklinových systémů, beskydských příkrovů podslezské jednotky a vody písčitých bazálních klastik autochtonního karpatu (Grmela, 2004). Vysvětlivky: - Q -vody kvartérních zvodní - Tb - vody sp. bádenského pokryvu karbonu - Tb1 - sv. zvodnění písčitého komplexu pelitické facie - Tb2 - sp. zvodněného písčitého komplexu pelitické facie - Tbk - ze štěrkopísčitých a písčitých bazálních klastik spodního bádenu (detritový horizont) - C1 - vody puklinových systémů zvětralinového pláště karbonu - C - vody puklinových a zlomových systémů svrchního karbonu a hlubšího podloží produktivních pánevních sedimentů. - M - vody převážně puklinových systémů beskydských příkrovů podslezské jednotky - Tk - vody písčitých až pískovcových bazálních klastik autochtonního karpatu (Těšínsko) Obr. 5 Hydrostratigrafické schéma české části hornoslezské pánve (Grmela, 1977) upraveno.

10 3.5. Geologie petřvaldské dílčí pánve Petřvaldská dílčí pánev jak již bylo zmíněno, je část české části hornoslezské černouhelné pánve vymezenou strukturně-tektonicky mezi ostravskou dílčí pánví na západě a karvinskou dílčí pánví na východě. Můžeme ji tedy zařadit jako střední část ostravsko-karvinského revíru. Ostravskokarvinský revír je označení pro morfologickou elevaci paleoreliéfu karbonu na linii Ostrava Petřvald Karviná. Podle vymezení petřvaldské dílčí pánve je to ta část ostravsko-karvinského revíru, která je ze západu omezena michálkovickou poruchou a z východu orlovskou poruchou. Na severu je hranice petřvaldské pánve kladena do výchozů karbonu na svahu tzv. bohumínsko - dětmarovického výmolu, na jihu do výchozů karbonu na svahu tzv. bludovického výmolu (Grmela, 2004). 4. Důlní vody 4.1. Definování důlní vod Jako důlní vody označujeme vody jakéhokoliv původu, které se mohou pohybovat volně důlními díly podle zákonu o proudění kapalin v otevřených korytech, nebo vzácněji podle zákonů proudění kapalin v potrubí (Homola et al., 1975). Přesné vymezení pojmu důlní vody (definuje zákon č. 44/1988 Sb., o ochraně a využití nerostného bohatství). Hlavním měřítkem, kterým lze důlní vody charakterizovat, je důlní prostor (ať již povrchový nebo hlubinný), do kterého všechny podzemní, povrchové a srážkové vody vnikly, a to bez ohledu na to, zda se tak stalo průsakem nebo gravitací z nadloží, podloží nebo boku nebo prostým vtékáním srážkové vody, a to až do jejího spojení s jinými stálými povrchovými nebo podzemními vodami. Vznik důlních vod může být různý. Nejčastější převažují ložiskové vody, které vnikly do důlních děl buď přímým výtokem ze zvodněných hornin, nebo nepřímo, z odvodňovacích zařízení (např. vrtů, rýh studní atd.). V některých dolech jsou podstatnou až převládající složkou důlních vod přítoky ložiskových i mimoložiskových vod ze zálomových trhlin. Zálomové trhliny vznikají v nadloží v zavalujících se důlních děl a zasahují do velkých vzdálenosti mnoha desítek, někdy i několika set metrů od důlního díla. Tak mohou vznikat komunikace důlních 10

11 děl s jinými zvodněnými obzory a zónami, ale i se zemských povrchem. Dalším, ale méně důležitý zdrojem důlních vod je uniklá provozní voda, používaná v dole k různým účelům, např. k zavlažováním, hašení požáru atd. Zvláštním druhem důlních vod jsou tzv. stařinové vody, které protékají opuštěnými, často zavalenými důlními díly nebo se v nich hromadí (Homola et al., 1975) Obecné složení důlních vod Důlní vody mají značně kolísavé chemické složení. Složení se liší podle typu dolů (například uhelné doly, uranové doly, doly po těžbě železných i neželezných rud atd.) Složení důlní vody je závislé zejména na chemickém složení okolních hornin, ale také na složení přitékající vody a na jejím množství. Chemické složení je také výrazně ovlivněno antropogenní činností, ovlivnění složení důlních vod může mít za příčinu používání chemických látek, které se používají při těžbě některých surovin, stroje a zařízení v dolech. Důlní vody obsahují také značnou mineralizací, jelikož u nich dochází k vyluhování minerálů z okolních hornin. Ještě před zahájením těžby a čerpání důlních vod je obsah kyslík velmi podobný jako v běžných podzemních vodách. Po zahájení čerpání důlních vod klesá hladina podzemní vody a horniny, které se dřív nacházely pod hladinou, se dostávají nad hladinu a začínají reagovat s kyslíkem (O2), poté probíhají oxidační procesy (např. oxidace železa, síranů). Další možností vyššího obsahu kyslíku způsobuje ventilace podzemních prostorů, ražba tunelů a šachet. Kyslík má tak snadnější přístup k horninám v podzemí. Po skončení těžby hladina podzemní vody opět stoupá a dochází k zaplavení hornin. Vzhledem k nepřístupu kyslíku k horninám, které opět jsou pod hladinou podzemní vody, dochází k redukčním reakcí (např. redukce manganu či železa) (Zeman et al., 2004). 11

12 5. Radioaktivita 5.1. Nuklidy a izotopy Nuklidem se rozumí druh atomů, které mají totožné protonové (atomové číslo) číslo Z a nukleonové (hmotnostní) číslo A. Nuklidy se dělí na stabilní a radioaktivní (radionuklidy). Nuklidy, které mají stejné protonové číslo, ale rozdílná čísla nukleonová se nazývají izotopy. Izotopy jsou nuklidy stejného chemického prvku s totožným počtem protonů, ale mají různé počty neutronů v atomu. Každý radionuklid je charakterizován poločasem přeměny neboli rozpadu (doba, během níž se přemění právě polovina všech atomů daného prvku), druhem záření (ionizující záření) a jeho energií (Pitter, 1999). Radioaktivní rozpad má tři podstatné vlastnosti: Mění chemickou podstatu látky Je nezávislý na vnějších podmínkách (tlak, teplota, vlhkost, horotvorné pochody) Je doprovázen emisí tří druhů alfa (jádra helia), beta (elektrony), gama (fotony) které působí na hmotu 5.2. Ionizující záření V přírodě jsou možné tři rozpadové řady, při nichž z matečných radionuklidů postupně vznikají dceřiné nuklidy, které doprovází ionizující záření. Ionizující záření můžeme popsat jako tok hmotných částic či fotonů elektromagnetického záření, které jsou schopné ionizovat atomy prostředí nebo excitovat jejich jádra. Při tomto průběhu se dostává jádro nebo obal atomu do excitovaného stavu a stává se energeticky nestabilní. Do stabilního stavu přechází atom právě vyzářením energie ve formě částic nebo fotonů elektromagnetického záření (Hála, 1998) Záření α Záření α je proudem heliových jader, které se skládají ze dvou protonů a dvou neutronů. Vzhledem k tomu že tyto čtyři nukleony mají značně velkou vazebnou energii, chová se jejich seskupení, jako jedná částice. Přeměna α se vyskytuje hlavně u přirozených i umělých radioaktivních nuklidů těžkých prvků, kde se v jádru projevuje silné odpuzování protonů (Válek et al., 1972). 12

13 A Z 4 2 X He + A 2 Z 2Y Po přeměně α vzniká dceřiný radionuklid, jenž má vždy menší protonové číslo o hodnotu dvě od původního mateřského jádra. Prvek se přemístí o dvě místa dole v periodické soustavě prvků (Hála, 1998). Jako příklady přeměny α lze uvést: Ra He U He Rn Th Záření β Záření β jde o proud se záporně nabitými elektrony. Elektrony jsou z jádra emitovány při samovolné přeměně jaderného neutronu na proton, elektron a antineutrino. Energie a počáteční rychlost β částic nabývá různých hodnot v širokém rozmezí (Válek et al., 1972). Existují dvě přeměny β záření: Přeměna β - u které se hmotnostní číslo nemění, protonové číslo zvětší o hodnotu 1 (Hála, 1998). A Z X e + Y 1 0 Z+1 A Jako příklad přeměny β - lze uvést: Cs e + Ba 1 0 Přeměna β + u které jádro emituje proton, který vzniká v důsledku přeměny protonu v jádře na neutron, pozitron a neutrino Hmotnostní číslo se nezmění, atomové číslo se zmenší o hodnotu 1. Tento typ vzniká převážně u umělých radionuklidů (Švec, 2005). p n + e + + v 13

14 Jako příklad přeměny β + lze uvést: 11 C e + B Záření γ Má charakter elektromagnetických vln. Původ má při jaderných reakcích nebo radioaktivních přeměnách. Záření γ obvykle doprovází alfa nebo beta záření. Mezi nejvýznamnějšími jevy patří fotoefekt, Comptonův rozptyl a tvoření párů elektron-pozitron. Fotoefekt je charakteristický tím, že při něm vyráží γ kvantum z elektronového obalu hmoty elektron. Ke Comptově rozptylu dochází, když se střetnou γ kvanta s elektronem. Elektron je vychýlen ze své oběžné dráhy kolem jádra atomu a γ kvantum má nižší energii i jiný směr. U tvorby párů elektron-pozitron dochází v silovém poli jádra atomu anihilací γ kvant, kdy energie nabývá vyšších hodnot než 1,01 MeV (Válek et al., 1972). 5.3 Vznik terestriálních radionuklidů Terestriální (pozemní) radionuklidy dělíme na primární (původní) radionuklidy a na radionuklidy vznikající druhotně z primárních radionuklidů neboli sekundární. Primární radionuklidy vznikly v raných stádiích Vesmíru, díky dlouhému poločasu rozpadu většímu než 10 8 let se dosud vyskytují na Zemi ve významném množství již pouze některé z původních vzniklých izotopů, např. uran 238 U, 235 U, thorium 232 Th, draslík 40 K. Další radionuklidy, se kvůli kratšímu poločasu rozpadu již na Zemi nevyskytují nebo jsou prakticky nedetekované (Krejčí, 2012). Z terestriálních druhotných radionuklidů vznikající v rozpadových řadách je pro přírodní radiační pozadí nejvýznamnější radium 226 Ra (uran-radiová řada) a z něho vznikající plyn radon 222 Rn Existují 4 rozpadové řady: uran-radiová (vychází od uranu 238 U a končí olovem 206 Pb) thoriová (vychází od thoria 232 Th a končí olovem 208 Pb) aktiniová (vychází od uranu 235 U a končí olovem 207 Pb) neptuniová (vychází od plutonia 241 Pu, a končí vizmutem 209 Bi) 14

15 V přírodě se setkáváme s prvními třemi, s neptuniovou rozpadovou řadou se v přírodě nesetkáme, lze ji získat pouze uměle. Na obr. č. 6 je zobrazena rozpadová řada uranu 238 U, ve kterém se vyskytuje i radium 226 Ra 5.4. Radium Obr. 6 Rozpadová řada uranu 238 U (Hloušek, 2016). Radium a jeho dceřiný produkt radon patří mezi výrazné zdroje radiačního zatížení populace. Do okolí se tyto prvky dostávají ze zemské kůry, koncentrace je proto závislá na geologickém složení oblasti a meteorologických podmínkách. K značnému zvýšení jejich koncentrace ve vodách či ovzduší dochází často v souvislosti s lidskou činností. Jako příklad lze uvést vliv zvýšené objemové aktivity radia v odpadních vodách z těžby a zpracování uranové rudy na jeho koncentraci v povrchových a podzemních vodách. Zdraví škodlivé koncentrace se mohou objevovat i v obytných prostorách, hlavně v budovách s nekvalitní izolací spodní stavby 15

16 vystavěných na podloží se zvýšeným obsahem radia (např. tvárnice vyrobené z elektrárenských popílků ze spalování uhlí se zvýšeným obsahem uranu). Z hlediska fyzikálních a chemických vlastností je radium, jako nejtěžší prvek skupiny vzácných zemin, nejbližší baryu. Vystupuje pouze v oxidačním stavu 2 +. V životním prostředí se z celé řady izotopů radia vyskytují pouze čtyři: 223 Ra (T1/2 = 11,43 dne), 224 Ra (T1/2 = 3,62 dne), 226 Ra (T1/2 = 1600r) a 228 Ra (T1/2 = 5,75 r). Všechny až na poslední z nich, který je zářičem β -, jsou izotopy zářiči α. Všechny izotopy radia v přírodě vznikají postupnou radioaktivní přeměnou z mateřských nuklidů v přirozených rozpadových řadách. Vzhledem ke svému dlouhému poločasu přeměny a charakteru emitovaného záření je z uvedených izotopu nejvýznamnější 226 Ra (Starý et al., 1987) Radium ve vodách Migrace radia není ohraničená jen jeho chemickými vlastnostmi, ale i zvláštnostmi jeho postavení v minerálech a roztocích. Energie dodaná dceřiným produktem, stačí na přechod několik desítek meziuzlových vzdálenosti v krystalové mřížce minerálu. Proto produkty uranu, tedy i radium se může vzdálit na významnou vzdálenost od svého mateřského prvku a dostat se do mechanických porušení krystalové mřížky minerálu, odkud můžou byt vyluhované nezávisle na mateřské hmotě a bez porušení krystalové mřížky uranového a nebo uranonosného minerálu. Koncentrace radia ve vodě je nízká, a proto nemohou vznikat samostatné usazeniny RaSO4 a RaCO3. Radium ve vodách oxidační zóny je nestále a spolu s přítomnosti SO4 2- a CO3 2- se současně vysráží např. s BaSO4, PbSO4 či CaCO3 a lehce se sorbuje na tvrdou fázi, např. na bahenní usazeniny, travertiny. Velký význam pro koncentraci radia ve vodách má i doba koloběhu vody v horninách. Radium získává voda pomalou cirkulaci vody v puklinách a trhlinách, resp. stagnací vody v podzemních akumulací. Koncentrace radia v roztoku se může taky zvyšovat s rostoucí mineralizací vod. Vysoké hodnoty koncentrací jsou v minerálních a termálních vodách pocházejících z karbonátových hornin. Vody povrchové mají koncentraci radia závisle jen od koncentrací jejich předchůdců (Lučivjanský, 1997). 16

17 5.6. Vliv radionuklidů na zdraví Zevní ozáření člověka způsobuje přítomnost radia 226 Ra (resp. uranu), thoria 232 Th a draslíku 40 K v půdách a horninách povrchové vrstvy Země. Jejich příspěvek závisí na geologickém prostředí, v němž se člověk pohybuje. Na vnějším ozáření má největší podíl radon a to 222 Rn a 220 Rn a produkty přeměn těchto radionuklidů. Z hlediska vnitřního ozáření jsou ohrožující izotopy radia 226 Ra a 228 Ra, uranu 238 U, 234 U, polonia 210 Po a olova 210 Pb. V příjmu těchto radionuklidů jsou značné rozdíly u jednotlivých osob nebo skupin obyvatelstva. S výjimkou inhalace radonu, které způsobuje nejvyšší dávky obyvatelstvu, je obvykle větší příjem radionuklidů ingescí než inhalací. Základním zdrojem radionuklidů jsou horniny. V oblastech těžby uranové rudy jsou koncentrace nuklidů výrazně vyšší, než v obvyklých horninách. Ozáření je způsobena především zářením gama, které vzniká souběžné s rozpadem α a β. Z hlediska expozičních cest je třeba vést v patrnosti, že horniny i půdy jsou zdrojem externího záření gama, ale také se z nich uvolňují radionuklidy, které migrují do vody, ovzduší a potravinových řetězců (Krejčí et al., 2012). Za převládající toxikologický znak, v případě dlouhodobé expozice malými dávkami v blízkosti uranových dolů, je karcinogenita a genetická mutace. Důvod zdravotních problémů není vdechování samotného radonu vzniklého rozkladem uranu, ale jeho krátkodobých produktů přeměny. Produkty zůstávají v malém množství jako volné ionty, ve větší míře se zachytí na povrchu částic a pak se mohou dostat do organismu vdechnutím ve formě aerosolu. Z rizika ozáření obyvatelstva je větší riziko zjišťováno v uzavřených prostorách, zejména v bytové sféře. Vliv závisí na velikosti obdržené dávky, druhu záření a typu ozáření (Hála, 1998). 17

18 6. Použitá literatura Bassot, S. Stammose, D. Mallet, C. Ferreux, J. M. Lefebvre C. (2000): Study of the radium sorption/desorption on goethite. Proceedings of the 10th International Radiation Protection Association IRPA International Congress, Hiroshima, P-4b-258, pp. 1-8 Diamo, s. p. (2016): Žofie. online: shlédnuto dne Dopita, M. Aust, J. et al. (1997): Geologie české části hornoslezské pánve. Ministerstvo životního prostředí České republiky, Praha. 278 s. Grmela, A. (2004): Studie zhodnocení dostupných informací o geologické a hydrogeologické situaci petřvaldské dílčí pánve OKR z hlediska prognózy vývoje kvality a kvantity zdrojů důlních vod. MS, Ostrava, Grmela, A. Jelínek, P. Mališ, J. Slivka, V. (2008) Databáze dostupných dat o chemickém složení vod petřvaldské dílčí pánve OKR, Ostrava. Hála, J. (1998): Radioaktivita, ionizující záření, jaderná energie. Konvoj, Brno Hloušek, J. (2016): Jáchymov - Atomové století. online: s. 230, shlédnuto dne Homola, V. Klír, S. (1975): Hydrogeologie ČSSR III. Hydrogeologie ložisek nerostných surovin. Academia, Praha. 428 s. Hornici.info (2016): Dějiny dobývání uhlí v Ostravsko-karvinské pánvi. online: shlédnuto dne Chlupáč, I. (2002): Geologická minulost České republiky. 1. vydání. Praha: Academia, s. Krejčí, F. Janout, Z. (2012): Vizualizace ionizujícího záření pomocí detektoru Timepix (demonstrační experiment), ÚTEF ČVUT Praha, Lučivjanskv, L. (1997): Prírodná radioaktivita vód Slovenska, Spíšská Nová Ves, Ministerstvo zemědělství (2016): Zákon Federálního shromáždění č. 44/1988 Sb., o ochraně a využití nerostného bohatství (horní zákon). Online: shlédnuto dne

19 Pešek, J. Sivek, M.,(2012): Uhlonosné pánve a ložiska černého a hnědého uhlí České republiky. Praha. Česká geologická služba Pitter, P. (1999): Hydrochemie. Nakladatelství VŠCHT. Praha. 568 s. Seznam.cz (2015), Mapy.cz Online: shlédnuto dne Starý, J. a kol. (1987): Cvičení z jaderné chemie. 3. vydání, ČVUT Praha. Švec, J. (2005): Radioaktivita a ionizující záření Vysoká škola báňská Technická univerzita Ostrava. Válek, R. Gruntorád, J. Matolín, M. Mareš, S. Skopec, J. (1972): Užitá geofyzika. SNTL- Nakladatelství technické literatury. Praha. Zeman, J. - Kopřiva, A. - Jež, J. (2004) Vyhodnocení dlouhodobých a sezónních trendů na příkladech přirozeného vývoje chemického složení důlních vod po zatopení dolů. In Zpracování a interpretace dat z průzkumných a sanačních prací. vyd. Pelhřimov: Vodní zdroje Ekomonitor, s

20 7. Přílohy Obr. 1 Pohled na areál Vodní jámy Žofie. 20

21 Obr. 2 Pohled na Rychvaldskou stružku. 21