ΦΥΣΙΚΗ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑ ΣΕ ΣΧΕΣΗ ΜΕ ΤΗΝ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ, ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΟΥΡΑΝΙΟΥ ΚΑΙ ΘΟΡΙΟΥ ΜΑΓΜΑΤΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΑΠΟ ΤΟΝ ΕΛΛΑΔΙΚΟ ΧΩΡΟ: ΣΥΜΒΟΛΗ ΣΤΗ ΧΡΗΣΗ

Μέγεθος: px
Εμφάνιση ξεκινά από τη σελίδα:

Download "ΦΥΣΙΚΗ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑ ΣΕ ΣΧΕΣΗ ΜΕ ΤΗΝ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ, ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΟΥΡΑΝΙΟΥ ΚΑΙ ΘΟΡΙΟΥ ΜΑΓΜΑΤΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΑΠΟ ΤΟΝ ΕΛΛΑΔΙΚΟ ΧΩΡΟ: ΣΥΜΒΟΛΗ ΣΤΗ ΧΡΗΣΗ"

Transcript

1 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑΣ-ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΑΣ-ΚΟΙΤΑΣΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ ΦΥΣΙΚΗ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑ ΣΕ ΣΧΕΣΗ ΜΕ ΤΗΝ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ, ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΟΥΡΑΝΙΟΥ ΚΑΙ ΘΟΡΙΟΥ ΜΑΓΜΑΤΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΑΠΟ ΤΟΝ ΕΛΛΑΔΙΚΟ ΧΩΡΟ: ΣΥΜΒΟΛΗ ΣΤΗ ΧΡΗΣΗ ΦΥΣΙΚΩΝ ΔΟΜΙΚΩΝ ΥΛΙΚΩΝ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ ΠΑΠΑΔΟΠΟΥΛΟΥ Α. ΑΡΓΥΡΙΟΥ ΠΤΥΧΙΟΥΧΟΥ ΓΕΩΛΟΓΟΥ, ΟΙΚΟΝΟΜΟΛΟΓΟΥ ΚΑΤΟΧΟΥ Μ.Δ.Ε. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΚΑΙ ΓΕΩΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ 2011

2

3 ΑΡΙΣΤΟΤΕΛΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗΣ ΣΧΟΛΗ ΘΕΤΙΚΩΝ ΕΠΙΣΤΗΜΩΝ ΤΜΗΜΑ ΓΕΩΛΟΓΙΑΣ ΤΟΜΕΑΣ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑΣ-ΠΕΤΡΟΛΟΓΙΑΣ-ΚΟΙΤΑΣΜΑΤΟΛΟΓΙΑΣ ΦΥΣΙΚΗ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑ ΣΕ ΣΧΕΣΗ ΜΕ ΤΗΝ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ, ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΟΥΡΑΝΙΟΥ ΚΑΙ ΘΟΡΙΟΥ ΜΑΓΜΑΤΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΑΠΟ ΤΟΝ ΕΛΛΑΔΙΚΟ ΧΩΡΟ: ΣΥΜΒΟΛΗ ΣΤΗ ΧΡΗΣΗ ΦΥΣΙΚΩΝ ΔΟΜΙΚΩΝ ΥΛΙΚΩΝ ΔΙΔΑΚΤΟΡΙΚΗ ΔΙΑΤΡΙΒΗ ΠΑΠΑΔΟΠΟΥΛΟΥ Α. ΑΡΓΥΡΙΟΥ ΠΤΥΧΙΟΥΧΟΥ ΓΕΩΛΟΓΟΥ, ΟΙΚΟΝΟΜΟΛΟΓΟΥ ΚΑΤΟΧΟΥ Μ.Δ.Ε. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΚΑΙ ΓΕΩΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝ ΘΕΣΣΑΛΟΝΙΚΗ 2011

4

5 Η έγκριση της Διδακτορικής Διατριβής από το Τμήμα Γεωλογίας, της Σχολής Θετικών Επιστημών του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης δεν υποδηλώνει αποδοχή των γνωμών του συγγραφέα (Ν 5343/1932 παρ. 2). i

6 ii

7 ΕΠΤΑΜΕΛΗΣ ΕΞΕΤΑΣΤΙΚΗ ΕΠΙΤΡΟΠΗ Χριστοφίδης Γεώργιος, Καθηγητής (Επιβλέπων Καθηγητής, Τμήμα Γεωλογίας Α.Π.Θ.) Παπαστεφάνου Κωνσταντίνος, Καθηγητής (Μέλος Τριμελούς Συμβουλευτικής Επιτροπής, Τμήμα Φυσικής Α.Π.Θ.) Κορωναίος Αντώνιος, Αναπληρωτής Καθηγητής (Μέλος Τριμελούς Συμβουλευτικής Επιτροπής, Τμήμα Γεωλογίας Α.Π.Θ.) Μισαηλίδης Παναγιώτης, Καθηγητής (Τμήμα Χημείας Α.Π.Θ.) Σολδάτος Τριαντάφυλλος, Επίκουρος Καθηγητής (Τμήμα Γεωλογίας Α.Π.Θ.) Στούλος Στυλιανός, Επίκουρος Καθηγητής (Τμήμα Φυσικής Α.Π.Θ.) Τσικούρας Βασίλειος, Επίκουρος Καθηγητής (Τμήμα Γεωλογίας Πανεπιστημίου Πατρών) iii

8 iv

9 ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ ΠΡΟΛΟΓΟΣ ΣΕΛ 1 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ.....ΣΕΛ 4 1. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΠΕΡΙΟΧΩΝ ΔΕΙΓΜΑΤΟΛΗΨΙΑΣ ΣΕΛ Εισαγωγή....ΣΕΛ Μάζα Ροδόπης...ΣΕΛ Σερβομακεδονική Μάζα... ΣΕΛ Περιροδοπική Ζώνη....ΣΕΛ Ζώνη Αξιού ΣΕΛ Πελαγονική ζώνη..σελ Αττικοκυκλαδική Μάζα...ΣΕΛ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ-ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ KAI ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΤΩΝ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΩΝ...ΣΕΛ Πλουτωνίτης Ξάνθης ΣΕΛ Πλουτωνίτης Παπίκιου όρους..σελ Πλουτωνίτης Καβάλας.ΣΕΛ Πλουτωνίτης Παρανεστίου ΣΕΛ Πλουτωνίτης της Eλατιάς ΣΕΛ Πλουτωνίτης της Βροντούς ΣΕΛ Πλουτωνίτης του Πανοράματος..ΣΕΛ Πλουτωνίτης του Γρανίτη.. ΣΕΛ Πλουτωνίτης των Φιλίππων..ΣΕΛ Πλουτωνίτης Αρναίας..ΣΕΛ Πλουτωνίτης Φλαμουρίου....ΣΕΛ Πλουτωνίτης Ιερισσού...ΣΕΛ Πλουτωνίτης Στρατωνίου..ΣΕΛ Πλουτωνίτης Γρηγορίου (Αγ. Όρος)....ΣΕΛ Πλουτωνίτης Μουριών....ΣΕΛ Πλουτωνίτης Σαμοθράκης....ΣΕΛ Πλουτωνίτης Σιθωνίας. ΣΕΛ Πλουτωνίτης Μαρώνειας ΣΕΛ Πλουτωνίτες Τρεις Βρύσες Χαλάσματα Κασσιτερά.ΣΕΛ Πλουτωνίτης Μονοπήγαδου. ΣΕΛ 30 v

10 Πλουτωνίτης Φανού. ΣΕΛ Πλουτωνίτης Βαρνούντα...ΣΕΛ Πλουτωνίτης Καστοριάς. ΣΕΛ Πλουτωνίτης όρους Βόρα..ΣΕΛ Πλουτωνίτης Καστανιάς....ΣΕΛ Πλουτωνίτης Δεσκάτης.....ΣΕΛ Πλουτωνίτης Πάρου....ΣΕΛ Πλουτωνίτης Νάξου.ΣΕΛ Πλουτωνίτης Μυκόνου-Δήλου...ΣΕΛ Πλουτωνίτης Τήνου.ΣΕΛ Πλουτωνίτης Λαυρίου.ΣΕΛ Πλουτωνίτης Σερίφου.ΣΕΛ Πλουτωνίτης Ικαρίας..ΣΕΛ Ορυκτολογία, γεωχημεία και πετρογραφία των εξεταζόμενων δειγμάτων..σελ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑ..ΣΕΛ Εισαγωγή ΣΕΛ Ραδιενέργεια περιβάλλοντος ΣΕΛ Ποσότητες και μονάδες δοσιμετρίας...σελ Έκθεση του ανθρώπου σε φυσική ραδιενέργεια...σελ Ακτινοβολία που προέρχεται από το εξωτερικό περιβάλλον του σώματος.σελ Ακτινοβολία στο εσωτερικό του σώματος ΣΕΛ Ραδιενέργεια και επιπτώσεις στην υγεία..σελ Αρχές ακτινοπροστασίας..σελ Μελέτες σχετικές με τη φυσική ραδιενέργεια στην Ελλάδα ΣΕΛ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑ ΓΡΑΝΙΤΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΑΠΟ ΤΟΝ ΕΛΛΑΔΙΚΟ ΧΩΡΟ ΣΕΛ ΔΟΣΕΙΣ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑΣ..ΣΕΛ Εισαγωγή..ΣΕΛ Δείκτες ραδιενέργειας των εξεταζόμενων γρανιτικών πετρωμάτων του ελλαδικού χώρου ΣΕΛ Σύγκριση δεικτών ραδιενέργειας των εξεταζόμενων γρανιτικών πετρωμάτων του ελλαδικού χώρου με αυτά του ελληνικού εμπορίου vi

11 και άλλα αντίστοιχων μελετών που αφορούν πετρώματα όλου του κόσμου.σελ Εναλλακτικά μοντέλα δωματίου....σελ ΣΧΕΣΕΙΣ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΩΝ ΙΣΟΤΟΠΩΝ ΜΕ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ- ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΚΑΙ ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ..ΣΕΛ Εισαγωγή.ΣΕΛ Γεωχημεία ραδιενεργών ισοτόπων.σελ Γεωχημεία U.ΣΕΛ Γεωχημεία U χαμηλής θερμοκρασίας (<100 C)...ΣΕΛ Γεωχημεία U υψηλής θερμοκρασίας (>100 C).ΣΕΛ Διαλυτότητα του U σε πυριτικά τήγματα και μαγματικά ρευστά.σελ Γεωχημεία Th..ΣΕΛ Γεωχημεία Κ.ΣΕΛ ,4. Γεωχημεία Ra..ΣΕΛ Μόνιμη ραδιενεργός ισορροπία (Radioactive secular equilibrium)..σελ Ραδιενεργός ισορροπία στη σειρά του 238 U των εξεταζόμενων δειγμάτων ΣΕΛ Ραδιενεργός ισορροπία στη σειρά του 232 Th των εξεταζόμενων δειγμάτων.σελ Λόγος Th/U ΣΕΛ Συσχετίσεις φυσικών ραδιοϊσοτόπων με χημική και ορυκτολογική σύσταση των δειγμάτων ΣΕΛ Μετρήσεις ραδιενέργειας σε ορυκτά γρανιτικών πετρωμάτων ΣΕΛ Μετρήσεις ραδιενέργειας ( 238 U, 232 Th) σε ορυκτά πετρωμάτων της διατριβής.....σελ ΟΙΚΟΝΟΜΙΚΑ ΣΤΟΙΧΕΙΑ-ΕΜΠΟΡΙΟ ΓΡΑΝΙΤΩΝ ΣΤΗΝ ΕΛΛΑΔΑ ΣΕΛ Η παγκόσμια αγορά πετρωμάτων..σελ Οικονομική αξιολόγηση εξορυκτικών δραστηριοτήτων..σελ Παράγοντες που μπορεί να επηρεάζουν την αγορά γρανιτών.σελ Η αγορά πετρωμάτων στην Ελλάδα.ΣΕΛ 190 vii

12 7.5. Εμπόριο γρανιτικών πετρωμάτων στην Ελλάδα...ΣΕΛ Παράγοντες που μπορεί να καθορίζουν τη ζήτηση γρανιτικών πετρωμάτων στην Ελλάδα.....ΣΕΛ ΣΥΜΠΕΡΑΣΜΑΤΑ....ΣΕΛ ΠΕΡΙΛΗΨΗ...ΣΕΛ SUMMARY ΣΕΛ 215 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ Ι ΜΕΘΟΔΟΙ ΑΝΑΛΥΣΗΣ ΣΕΛ 217 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ ΙΙ ΑΝΤΙΠΡΟΣΩΠΕΥΤΙΚΕΣ ΦΩΤΟΓΡΑΦΙΕΣ ΘΕΣΕΩΝ ΔΕΙΓΜΑΤΟΛΗΨΙΑΣ....ΣΕΛ 225 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ ΙΙΙ ΑΝΤΙΠΡΟΣΩΠΕΥΤΙΚΕΣ ΜΙΚΡΟΦΩΤΟΓΡΑΦΙΕΣ ΤΩΝ ΔΕΙΓΜΑΤΩΝ ΠΟΥ ΕΞΕΤΑΣΤΗΚΑΝ.ΣΕΛ 229 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ IV ΑΝΤΙΠΡΟΣΩΠΕΥΤΙΚΕΣ ΦΩΤΟΓΡΑΦΙΕΣ ΤΩΝ ΔΕΙΓΜΑΤΩΝ (ΜΑΚΡΟΣΚΟΠΙΚΩΝ) ΠΟΥ ΕΞΕΤΑΣΤΗΚΑΝ...ΣΕΛ 233 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ V ΑΝΙΠΡΟΣΩΠΕΥΤΙΚΕΣ ΦΩΤΟΓΡΑΦΙΕΣ ΤΩΝ ΟΡΥΚΤΩΝ ΠΟΥ ΔΙΑΧΩΡΙΣΤΗΚΑΝ..ΣΕΛ 241 ΠΑΡΑΡΤΗΜΑ VΙ ΦΩΤΟΓΡΑΦΙΕΣ ΚΑΘΟΔΟΦΩΤΑΥΓΕΙΑΣ ΤΩΝ ΖΙΡΚΟΝΙΩΝ...ΣΕΛ 245 ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ.ΣΕΛ 247 viii

13 Αφιερώνεται στους γονείς μου ως ελάχιστο ευχαριστώ για την κατανόηση και τη συνολική υποστήριξη που μου προσέφεραν καθ όλη τη διάρκεια των σπουδών μου. ix

14 x

15 ΠΡΟΛΟΓΟΣ Η παρούσα διδακτορική διατριβή εκπονήθηκε στα πλαίσια του Μεταπτυχιακού Προγράμματος Σπουδών στη Γεωλογία και Γεωπεριβάλλον, κατεύθυνση Πετρολογία-Γεωχημεία, του Τομέα Ορυκτολογίας- Πετρολογίας-Κοιτασματολογίας, του Τμήματος Γεωλογίας, της Σχολής Θετικών Επιστημών του Α.Π.Θ. Η μελέτη της φυσικής ραδιενέργειας στα πετρώματα, στο έδαφος και στην ατμόσφαιρα, είναι ένα αντικείμενο ιδιαίτερα σημαντικό για την επιστημονική κοινότητα, καθώς καθιστά εφικτό τον υπολογισμό των δόσεων ραδιενέργειας τις οποίες προσλαμβάνει ο ανθρώπινος οργανισμός και συνεπώς τον εντοπισμό φυσικών υλικών που ενδεχομένως να επιβαρύνουν την υγεία του ανθρώπινου οργανισμού. Αξίζει να σημειωθεί πως για το σκοπό αυτό τα Ηνωμένα Έθνη έχουν δημιουργήσει ειδική επιτροπή (United Nations Scientific Committee on the Effects of Atomic Radiation, UNSCEAR), η οποία ασχολείται με τον καθορισμό των ραδιενεργών δόσεων και τη μελέτη της κατανομής των φυσικών ραδιοϊσοτόπων σε παγκόσμια κλίμακα. Ειδικότερα στην περίπτωση των γρανιτικών πετρωμάτων του ελλαδικού χώρου η μελέτη της φυσικής τους ραδιενέργειας αποκτά ιδιαίτερη σημασία, καθώς παρέχει τη δυνατότητα σύγκρισης των πετρωμάτων αυτών με τα αντίστοιχα άλλων χωρών και συγκεκριμένα χωρών που σε παγκόσμιο επίπεδο κατέχουν σημαντικές θέσεις στην εξόρυξη και το εμπόριο γρανιτικών πετρωμάτων. Η σημασία αυτή οφείλεται αφενός στο γεγονός ότι τα γρανιτικά πετρώματα ως δομικά υλικά χρησιμοποιούνται ολοένα και περισσότερο σε εσωτερικούς και εξωτερικούς χώρους κτιρίων και φυσικά θα πρέπει να είναι ασφαλή από κάθε άποψη και αφετέρου στο ότι στον ελλαδικό χώρο δεν υπάρχει συστηματική τουλάχιστον εξόρυξη γρανιτικών πετρωμάτων, παρά τη σχετική τους αφθονία, με συνέπεια το εμπόριο αυτών των πετρωμάτων να είναι ιδιαίτερα περιορισμένο. Πέρα από την αξιολόγηση του πιθανού κινδύνου από τη χρήση των ελληνικών γρανιτικών πετρωμάτων, από συσχετισμούς μεταξύ μητρικών ραδιονουκλιδίων και των προϊόντων διάσπασής τους, είναι δυνατός ο εντοπισμός γρανιτικών πετρωμάτων που επηρεάστηκαν από διαδικασίες 1

16 που μπορεί να δημιούργησαν αποκλίσεις από τη μόνιμη ραδιενεργό ισορροπία (radioactive secular equilibrium). Αυτές οι διαδικασίες είναι δευτερογενείς, επέδρασαν πολύ μετά τη στερεοποίηση του μάγματος και αφορούν κυρίως αλληλεπιδράσεις υπόγειου ή μετεωρικού νερού και πετρώματος. Ένας από τους σκοπούς της μέτρησης του βαθμού της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας σε γρανιτικά πετρώματα, εκτός από το να επιβεβαιωθεί ότι αυτά είναι πραγματικά αναλλοίωτα, είναι να διαπιστωθεί κατά πόσο είναι κατάλληλα για αποθήκευση πυρηνικών αποβλήτων. Ακόμη, η συσχέτιση μελών της ραδιενεργού σειράς του Th με αντίστοιχα της σειράς του U, παρέχει πληροφορίες σχετικές με τη διάκριση πετρωμάτων εμπλουτισμένων ή εκπτωχευμένων σε Th ή U και τις διαδικασίες που μπορεί να οδήγησαν στον εμπλουτισμό ή στην εκπτώχευση. Ο καθορισμός των συγκεντρώσεων των φυσικών ραδιονουκλιδίων στα ορυκτά συστατικά ενός πετρώματος, δίνει πληροφορίες σχετικά με τη συνεισφορά του καθενός ορυκτού στη συνολική ραδιενέργεια του πετρώματος. Τέλος, η μελέτη της εγχώριας ζήτησης (μιας και η προσφορά εξαιτίας της έλλειψης εγχώριας παραγωγής γρανιτών είναι μηδαμινή) και των παραγόντων που την επηρεάζουν καθορίζει το οικονομικό περιβάλλον και συμπληρώνει την εικόνα του κατά πόσο αξίζει να διερευνηθεί περαιτέρω η αξιοποίηση γρανιτικών πετρωμάτων του ελλαδικού χώρου. Με βάση τα παραπάνω, οι στόχοι της Διδακτορικής Διατριβής είναι οι εξής: Α) Η μέτρηση της φυσικής ραδιενέργειας σε αντιπροσωπευτικά δείγματα από τους κυριότερους πετρογραφικούς τύπους των γρανιτικών πετρωμάτων του ελλαδικού χώρου και η κατασκευή βάσης δεδομένων, συμπληρώνοντας έτσι προηγούμενες μελέτες που αφορούσαν ορισμένα πετρώματα της Β. Ελλάδος και γρανιτικά πετρώματα που εισάγονται στην ελληνική αγορά. Ο στόχος αυτός αποτελεί προϋπόθεση για την επίτευξη των υπόλοιπων. Η συμβολή σε μια πιθανή αξιοποίηση ελληνικών γρανιτικών πετρωμάτων, τα οποία παρά την αφθονία τους, παραμένουν αναξιοποίητα. Αυτό θα γίνει έχοντας μια πλήρη εικόνα της φυσικής ραδιενέργειας των γρανιτικών πετρωμάτων του ελλαδικού χώρου, η οποία θα σχηματιστεί με 2

17 το στόχο Α και η οποία θα δώσει τη δυνατότητα συγκρίσεων με εμπορικούς τύπους γρανιτικών πετρωμάτων. Β) Η ουσιαστική συμβολή της Διδακτορικής Διατριβής έγκειται στην προσπάθεια κατασκευής χαρτών ραδιενέργειας τόσο σε εθνικό, όσο σε πανευρωπαϊκό και παγκόσμιο επίπεδο, η οποία βρίσκεται σε εξέλιξη τόσο από Εθνικούς φορείς (Δημόκριτος, Ι.Γ.Μ.Ε.) όσο και από Διεθνείς (Ηνωμένα Έθνη, Παγκόσμια Επιτροπή Ατομικής Ενέργειας, Green et al., 1991, Green et al., 1992). Γ) Η διερεύνηση των σχέσεων μεταξύ των φυσικών ραδιονουκλιδίων των πετρωμάτων, ιδιαίτερα του ουρανίου και του θορίου, που συμβάλλει στη μελέτη της πετρογένεσης των γρανιτικών πετρωμάτων και τον εντοπισμό μεταμαγματικών διαδικασιών που τα επηρέασαν, καθώς και οσυσχετισμός της ορυκτολογικής και της χημικής σύστασης των πετρωμάτων με τις συγκεντρώσεις των φυσικών ραδιονουκλιδίων σ αυτά με απώτερο σκοπό τη μελέτη της ορυκτολογίας και της γεωχημείας του ουρανίου και του θορίου. Δ) Ο καθορισμός τέλος του οικονομικού περιβάλλοντος, της παγκόσμιας και της εγχώριας αγοράς γρανιτικών πετρωμάτων που χρησιμοποιούνται ως διακοσμητικά πετρώματα αφού αυτό παρέχει τη δυνατότητα μιας πιο ολοκληρωμένης εικόνας σχετικά με την πιθανότητα αξιοποίησης των γρανιτικών πετρωμάτων του ελληνικού χώρου. Κλείνοντας το εισαγωγικό μέρος, θα ήθελα να εκφράσω την ελπίδα ότι η διατριβή αυτή θα συμβάλλει στην έρευνα της φυσικής ραδιενέργειας σε πετρώματα του ελλαδικού χώρου με όλες τις θετικές επιπτώσεις και ότι ο στόχος της διατριβής να καλύψει κατά το δυνατόν πληρέστερα το θέμα φυσική ραδιενέργεια γρανιτικών πετρωμάτων της Ελλάδας έχει επιτευχθεί. 3

18 ΕΥΧΑΡΙΣΤΙΕΣ Θα ήθελα να ευχαριστήσω ιδιαίτερα τον Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ. κ. Γεώργιο Χριστοφίδη για την εμπιστοσύνη που μου έδειξε αναθέτοντάς μου την εκπόνηση της παρούσας διατριβής και την απεριόριστη αρωγή του καθ όλη τη διάρκεια της εκπόνησής της, χωρίς την οποία δε θα ήταν εφικτή η ολοκλήρωσή της. Τον Αναπλ. Καθηγητή του Τμήματος Γεωλογίας κ. Αντώνη Κορωναίο ευχαριστώ για τη βοήθειά του κατά τη δειγματοληψία, τις συζητήσεις και υποδείξεις του σε θέματα σχετικά με τη διατριβή. Ευχαριστώ τον Καθηγητή του Τμήματος Φυσικής του Α.Π.Θ. κ Κωνσταντίνο Παπαστεφάνου για τη διάθεση του εργαστηρίου του Τομέα πυρηνικής φυσικής και φυσικής στοιχειωδών σωματιδίων για την ανάλυση των συλλεγέντων δειγμάτων, καθώς επίσης και για την πολύτιμη καθοδήγησή του σε θέματα ραδιενεργών σειρών και φυσικής ραδιενέργειας. Ιδιαίτερες ευχαριστίες οφείλω στον Επίκουρο Καθηγητή του Τμήματος Φυσικής του Α.Π.Θ. κ. Στυλιανό Στούλο για την έγκαιρη μέτρηση των δειγμάτων με τη μέθοδο της φασματοσκοπίας γ και τις υποδείξειςσυζητήσεις πάνω σε θέματα ραδιενεργών ισοτόπων και των διαδικασιών που σχετίζονται με αυτά. Ευχαριστώ ιδιαίτερα τη Λέκτορα του Τμήματος Γεωλογίας του Α.Π.Θ. κα. Λαμπρινή Παπαδοπούλου για τη βοήθειά της στις μικροαναλύσεις των δειγμάτων. Ιδιαίτερες ευχαριστίες οφείλω επίσης στον κ. Giampiero Poli, Καθηγητή του Τμήματος Γεωπιστημών του πανεπιστημίου της Perugia της Ιταλίας για την παροχή της δυνατότητας μέτρησης ραδιενεργών ισοτόπων σε ορυκτά με LA-ICP-MS και το Dr. Mauricio Petrelli για την ανάλυση των ορυκτών και την επεξεργασία των αποτελεσμάτων. Ένα μεγάλο ευχαριστώ οφείλω στη συνάδελφο κα. Κατερίνα Γιούρη για τη βοήθειά της στις δειγματοληψίες που απαιτήθηκαν και τη γενικότερη στήριξή της καθ όλη τη διάρκεια εκπόνησης της Διδακτορικής Διατριβής. Το μεγαλύτερο όμως ευχαριστώ, οφείλω στους γονείς μου που με στήριξαν σε όλη τη διάρκεια των σπουδών μου, τόσο ψυχολογικά όσο και υλικά και γι αυτό το λόγο η παρούσα διατριβή αφιερώνεται σε αυτούς. 4

19 1. ΓΕΩΛΟΓΙΑ ΠΕΡΙΟΧΩΝ ΔΕΙΓΜΑΤΟΛΗΨΙΑΣ 1.1. Εισαγωγή Τα μαγματικά πετρώματα αποτελούν ένα από τα κυριότερα χαρακτηριστικά του ελληνικού ορογενούς (Pe-Piper & Piper 2007) και απαντώνται τόσο με την πλουτωνική, όσο και με την ηφαιστειακή μορφή τους. Εμφανίζονται στις περισσότερες ελληνικές γεωτεκτονικές ζώνες με ηλικίες που κυμαίνονται από το Παλαιοζωικό μέχρι το Καινοζωικό. Ειδικότερα, τα γρανιτικά πετρώματα στον ελλαδικό εντοπίζονται σε όλες τις εσωτερικές Ελληνίδες και τις ζώνες της ενδοχώρας. Πιο συγκεκριμένα, εντοπίζονται στη Μάζα της Ροδόπης, στη Σερβομακεδονική Μάζα, στην Περιροδοπική ζώνη, στη ζώνη Αξιού, στην Πελαγονική ζώνη και στην Αττικοκυκλαδική Μάζα (Σχήμα 1.1). Θα πρέπει να διευκρινιστεί ότι στην παρούσα διατριβή, με τον όρο γρανιτικά πετρώματα, θα εννοείται ο εμπορικός όρος. Αυτός περιλαμβάνει όχι μόνο τα γρανιτικά πετρώματα υπό την πετρογραφική έννοια του όρου, αλλά ένα ευρύ φάσμα συστάσεων στο οποίο συγκαταλέγονται όξινα έως βασικά πυριγενή πετρώματα, καθώς και μεταμορφωμένα πετρώματα. Στα επόμενα περιγράφονται σε συντομία οι γεωτεκτονικές ζώνες της Ελλάδας οι οποίες φιλοξενούν γρανιτικές εμφανίσεις από τις οποίες έγινε δειγματοληψία για τις ανάγκες της παρούσας διατριβής. Σχήμα 1.1. Οι γεωτεκτονικές ζώνες της Ελλάδος (Μουντράκης 2010) 5

20 1.2 Μάζα Ροδόπης Η μάζα της Ροδόπης περιλαμβάνει ένα τμήμα της νότιας Βουλγαρίας, την ανατολική Μακεδονία, τη Θάσο και το μεγαλύτερο μέρος της Θράκης στον ελληνικό χώρο. Το δυτικό της όριο με τη Σερβομακεδονική μάζα εκτείνεται κατά μήκος της τεκτονικής γραμμής του Στρυμόνα (Dinter & Royden 1993) ενώ το Ν και ΝΑ με την Περιροδοπική ζώνη. Στα βόρεια βρίσκεται σε τεκτονική επαφή με τη ζώνη Srednogorie στη Βουλγαρία. Η λιθολογία της μάζας της Ροδόπης έχει μελετηθεί από διάφορους ερευνητές, όπως ο Oswald (1938), ο οποίος διέκρινε τέσσερις σειρές μεταμορφωμένων πετρωμάτων που από τις κατώτερες προς τις ανώτερες είναι γνεύσιοι, μάρμαρα, μαρμαρυγιακοί σχιστόλιθοι και σχιστόλιθοι με μάρμαρα. Οι Kronberg et al. (1970), διέκριναν τρεις ομάδες πετρωμάτων, μια ανώτερη, μια ενδιάμεση και μια κατώτερη. Οι Kokkinakis (1980), Papanikolaou & Panagopoulos (1981), Zachos & Demades (1983) και Kilias & Mountrakis (1990), διαπίστωσαν ότι η παραπάνω διαίρεση σε τρεις σειρές δεν ευσταθούσε, και θεώρησαν ότι η μάζα της Ροδόπης αποτελείται από δυο σειρές πετρωμάτων: την Ανώτερη Τεκτονική Ενότητα ή ενότητα Σιδηρόνερου και την Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα ή ενότητα Παγγαίου. Η πρώτη αποτελείται από ορθογνευσίους, μαρμαρυγιακούς σχιστολίθους, αμφιβολίτες, λεπτές ενστρώσεις μαρμάρων και μιγματίτες, ενώ η τελευταία από ορθογνευσίους, σχιστολίθους, αμφιβολίτες και μάρμαρα. Τα πετρώματα της ΑΤΕ έχουν υποστεί μεταμόρφωση υψηλότερου βαθμού από αυτά της ΚΤΕ (Mposkos et al. 1990). Η επαφή μεταξύ των δυο ενοτήτων της μάζας της Ροδόπης είναι τεκτονική και συγκεκριμένα η ενότητα του Σιδηρόνερου εφιππεύει την ενότητα του Παγγαίου από την Ξάνθη ως τα σύνορα της Βουλγαρίας κατά μήκος της μεγάλης τεκτονικής γραμμής του Νέστου, γενικής διεύθυνσης ΒΔ ΝΑ (Papanikolaou & Panagopoulos 1981, Zachos & Demades 1983, Papanikolaou 1984, Kilias & Mountrakis 1990). Η μάζα της Ροδόπης χαρακτηρίζεται από την έντονη παρουσία πυριγενών πετρωμάτων (Pe-Piper & Piper 2002 και αναφορές). Η πυριγενής δραστηριότητα της Ροδόπης από το Κρητιδικό ως το Τριτογενές σχετίζεται με την ανάπτυξη του Αλπικού ορογενούς, το οποίο δημιουργήθηκε στο ενεργό περιθώριο της ΝΑ Ευρώπης κατά το κλείσιμο 6

21 της Παλαιοτηθύος (Innocenti et al. 1984, Boyanov et al. 1987, Sanduleskou 1987, Schwan 1987, Christofides et al. 1998a). Στην κεντρική και ανατολική μάζα της Ροδόπης είναι ευρέως διαδεδομένη μια ηφαιστειότητα του Κ. Τριτογενούς (Innocenti et al. 1984, Eleftheriadis et al. 1989a, Eleftheriadis 1995, Christofides et al. 2004). Δύο είναι οι βασικές ηφαιστειακές εμφανίσεις, μία βόρεια της Ξάνθης και μία κοντά στην περιοχή του Έβρου. Η ηφαιστειότητα ξεκίνησε στο Μ. Ηώκαινο δίνοντας άφθονα ηφαιστειοκλαστικά πετρώματα και ιγκνιμβρίτες και ολοκληρώθηκε στο Α. Ολιγόκαινο με υψηλού-κ ασβεσταλκαλικά έως σωσσονιτικά πετρώματα, κυρίως όξινης έως βασικής σύστασης (Christofides et al. 2004). Στη μάζα της Ροδόπης επίσης είναι πολύ διαδεδομένα πλουτωνικά πετρώματα Τριτογενούς ηλικίας, η σύσταση των οποίων ποικίλλει από γρανίτες, γρανοδιορίτες, μονζονίτες, έως γάββρους. Αυτά εντοπίζονται στη Λεπτοκαρυά, στην Κίρκη, στις Τρεις Βρύσες, στα Χαλάσματα, στα Κασσιτερά (Σιδέρης 1975, Κυριακόπουλος 1987, Del Moro et al. 1988, Eleftheriadis et al. 1989b), στην Ξάνθη (Χριστοφίδης 1977, Κυριακόπουλος 1987, Koukouvelas & Pe-Piper 1991, Christofides et al. 1998α), στην Ελατιά, στο Παρανέστι (Κοτοπούλη 1981, Σκλαβούνος 1981, Σολδάτος 1985, Soldatos & Christofides 1986, Kotopouli & Pe-Piper 1991, Jones et al. 1992, Christofides et al. 2001, Soldatos et al. 2001), στην Καβάλα (Kokkinakis 1977, Κυριακόπουλος 1987, Neiva et al. 1996), στη Βροντού (Παπαδάκης 1965, Theodorikas 1982, Kotopouli & Pe-Piper 1989, Kolocotroni 1992, Christofides et al. 1998a, Soldatos et al. 1998) και στη Μαρώνεια (Δορυφόρου 1990, Παπαδοπούλου 2003, Papadopoulou et al. 2004). 1.3 Σερβομακεδονική Μάζα Η Σερβομακεδονική μάζα είναι μια σύνθετη γεωτεκτονική ενότητα η οποία εκτείνεται από το Βελιγράδι με Ν-ΝΑ κατεύθυνση σαν μια επιμήκης στενή ζώνη έως τη Χερσόνησο της Χαλκιδικής στη Βόρεια Ελλάδα. Η τεκτονική της δομή είναι περίπλοκη καθώς υπάρχει η παρουσία ποικίλων μεταμορφωμένων λιθολογικών ενοτήτων, που χρονολογούνται από το Παλαιοζωικό. Διασχίζεται από γρανιτικές διεισδύσεις μεσοζωικής και καινοζωικής ηλικίας (Kockel et al. 1971, Dimitrijevie 1974, Kockel & Mollat 7

22 1977, Chatzidimitriadis et al. 1985, Sakellariou 1989, De Wet et al. 1989, Σιδηρόπουλος 1991, Κούρου 1991, Kilias et al. 1999, Christofides et al. 2000a, Himmerkus et al. 2009, Poli et al. 2010). Μαζί με τη Μάζα της Ροδόπης αποτελούν την ελληνική ενδοχώρα, που αντιπροσώπευε ηπειρωτικά χερσευμένα τεμάχη κατά τη διάρκεια της Αλπικής ορογένεσης. Στα ανατολικά βρίσκεται σε επαφή με τη μάζα της Ροδόπης με τεκτονική επαφή (τεκτονική γραμμή Στρυμόνα). Στο δυτικό περιθώριο βρίσκεται σε τεκτονική επαφή κυρίως με πετρώματα της Περιροδοπικής ζώνης (Kauffman et al. 1976, Kockel et al. 1977, Βurg et al. 1995). Στο όριο των δύο ζωνών, τα πετρώματα της Σερβομακεδονικής μάζας εμφανίζονται επωθημένα επάνω στα πετρώματα της Περιροδοπικής με ΒΔ-ΝΑ διεύθυνση (Mercier 1968). Με βάση τη λιθολογία και την τεκτονική διακρίνεται σε δυο ενότητες. Την Κατώτερη ενότητα Κερδυλλίων και την Ανώτερη ενότητα Βερτίσκου. Η ενότητα Κερδυλλίων βρίσκεται στα ανατολικά και καταλαμβάνει την ανατολική Χαλκιδική μεταξύ των εκβολών του ποταμού Στρυμώνα και του χωριού Στρατώνι. Έχει συνολικό πάχος 3000 m και αποτελείται κυρίως από μαρμαρυγιακούς αμφιβολιτικούς γνεύσιους, αμφιβολίτες και μάρμαρα. Η ενότητα Βερτίσκου, περιλαμβάνει τον κορμό της Χαλκιδικής και εκτείνεται προς Βορρά μέχρι τα σύνορα με τη F.Y.R.O.M. Αποτελείται από εναλλαγές ενστρώσεων όρθο- και παραγνεύσιων, μαρμαρυγιακών σχιστολίθων και αμφιβολιτών. Συχνά επίσης παρεμβάλλονται μέσα στα άλλα πετρώματα με τεκτονικές επαφές σερπεντινικά σώματα (Kockel et al. 1971, Kockel & Mollat 1977, Μουντράκης 1985). Και οι δύο ενότητες αποτελούνται από παραμορφωμένα και πολυμεταμορφωμένα προαλπικής ηλικίας κρυσταλλικά πετρώματα, τα οποία εκτός από την Παλαιοζωική μεταμόρφωση, υπέστησαν μεταμόρφωση κατά τη διάρκεια της Αλπικής ορογένεσης (Papadopoulos & Kilias 1985, Sakellariou 1989, Dimitriadis & Godelitsas 1991). Ορισμένες έρευνες αμφισβητούν τις προηγούμενες αντιλήψεις για τη σχέση και την εξέλιξη των δύο αυτών γεωτεκτονικών ενοτήτων, οι οποίες σήμερα θεωρούνται σαν μια κρυσταλλική ενότητα που σχηματίστηκε μέσω μίας διαδικασίας υποβύθισης επαύξησης και έλαβε χώρα στον Παλαιοζωικό Μεσοζωικό (Barr et al. 1999). Η άποψη ότι η Ροδόπη αποτελεί ένα τέμαχος προαλπικής ηλικίας (πιθανόν Ερκύνιας ή Προκάμβριας) απορρίπτεται από 8

23 τους Ricou et al. (1998). Η εξέλιξη της μάζας της Ροδόπης και της Σερβομακεδονικής μάζας χαρακτηρίζεται από την προς τα ΝΔ τοποθέτηση της Σερβομακεδονικής μέσω ρηγμάτων αποκόλλησης στην τεκτονική γραμμή του Στρυμώνα. Το τελευταίο είχε σαν αποτέλεσμα την κατάρρευση και εκταφή του μεταμορφικού συμπλέγματος της Ροδόπης (Burg et al. 1996, Dinter 1998). Στα μεταμορφωμένα πετρώματα της Σερβομακεδονικής διεισδύουν μεγαλύτεροι ή μικρότεροι όγκοι πλουτωνικών πετρωμάτων, όπως οι μεσοζωικοί πλουτωνίτες της Αρναίας (De Wet et al. 1989, Perugini et al. 2004, Christofides et al. 2000a) και της Κερκίνης (πλουτωνίτης Μουριών) (Christofides et al. 1999, Poli et al. 2010) και οι τριτογενείς πλουτωνίτες της Ιερισσού, του Στρατωνίου και του Αγίου Όρους (γρανίτης Γρηγορίου) (Perugini et al. 2004). Στη Σερβομακεδονική ζώνη εντοπίζονται και ηφαιστειακά πετρώματα βασικής ή όξινης σύστασης (Ασβεστά 1992). 1.4 Περιροδοπική Ζώνη Η Περιροδοπική ζώνη στην Ελλάδα εκτείνεται από τα σύνορα με τη F.Y.R.O.M. προς τα ΝΑ, συνεχίζει στη Χαλκιδική μέχρι τη χερσόνησο της Σιθωνίας και στη συνέχεια κάμπτεται προς τα ΒΑ. Περνάει από το νοτιότερο άκρο της χερσονήσου του Άθω, τη Σαμοθράκη και καταλήγει στη Θράκη στην περιοχή του Ν. Έβρου. Καθιερώθηκε από τους Kauffman et al. (1976) ως η εσωτερικότερη ζώνη των εσωτερικών Ελληνίδων. Οι Ricou et al. (1998) θεωρούν την Περιροδοπική ζώνη ως μια ζώνη κρητιδικού φλύσχη και απορρίπτουν την παραδοχή ότι αποτελεί ένα μεσοζωικό στρωματογραφικό κάλυμμα της Ροδόπης, ενώ ο Meinhold (2007) υποστηρίζει ότι μεγάλο τμήμα των πετρωμάτων της ζώνης αποτέθηκαν κατά το Ιουρασικό. Οι Himmerkus et al. (2006) θεωρούν την Περιροδοπική ως μια ζώνη οφειολίθων που διαχωρίζει τη Σερβομακεδονική μάζα από τη ζώνη Αξιού. Στην περιοχή της κεντρικής Μακεδονίας έρχεται σε επαφή με τη Σερβομακεδονική μάζα. Εκεί η Περιροδοπική ζώνη συγκροτείται από τρεις ενότητες: την ενότητα Ντεβέ Κοράν Δουμπιά, την ενότητα Μελισοχωρίου Χολομώντα και την ενότητα Άσπρης Βρύσης Χορτιάτη (Kockel & Mollat 1977). 9

24 Η ενότητα Ντεβέ Κοράν Δουμπιά περιλαμβάνει το Σχηματισμό του Εξαμιλίου με μετακλαστικά ιζήματα, μία ηφαιστειοϊζηματογενή (Πέρμιο Κ. Τριαδικό) και μία ανθρακική νηριτική σειρά (Μ. Τριαδικό Μ. Ιουρασικό) που παρά το νηριτικό χαρακτήρα της, στα ανώτερά της στρώματα παρουσιάζει αργιλικές και μαργαϊκές ενστρώσεις πελαγικής φάσης. Η ενότητα Μελισοχωρίου Χολομώντα περιλαμβάνει μάρμαρα και ανακρυσταλλωμένους ασβεστόλιθους (Μ-Α Τριαδικό) στους οποίους συχνά παρεμβάλλονται γραφιτικοί φυλλίτες και σερικιτικοί σχιστόλιθοι και από το φλύσχη της Σβούλας (Κ-Μ Ιουρασικό). Η ενότητα Άσπρης Βρύσης-Χορτιάτη είναι μια λωρίδα πλάτους 4-8 km που αρχίζει βόρεια της Θεσσαλονίκης, διέρχεται από το Χορτιάτη, φτάνει στο νότιο άκρο της Σιθωνίας, όπου κάμπτεται και αποκτά ΑΒΑ κατεύθυνση και εκτείνεται έτσι μέχρι το νότιο άκρο του Αγ. Όρους. Αποτελείται από εναλλασσόμενα στρώματα μαρμάρων και μετακλαστικών ιζημάτων Περμοτριαδικής ηλικίας και από επιμεταμορφωμένα ιζήματα βαθιάς θάλασσας μέσα στα οποία παρεμβάλλονται και όρθο- πετρώματα όξινης μαγματικής προέλευσης. Πρόκειται για παλιούς διορίτες, γρανοδιορίτες και γρανίτες που μεταμορφώθηκαν στην πρασινοσχιστολιθική φάση και δημιούργησαν τους σημερινούς πράσινους επιγνεύσιους της Θεσσαλονίκης που εναλλάσσονται με μεταϊζήματα, φυλλίτες, σερικιτικούς σχιστόλιθους, μάρμαρα, σιπολίνες και χλωριτικούςεπιδοτικούς σχιστόλιθους (Σαπουτζής 1969, Kauffman et al. 1976, Kockel & Mollat 1977, Μουντράκης 1985, Ασβεστά 1992). Στην περιοχή της Θράκης η Περιροδοπική βρίσκεται σε επαφή με τη μάζα της Ροδόπης. Εκεί διακρίνεται σε δύο ενότητες, την ενότητα Μάκρης και την ενότητα Δρυμού Μελιάς. Η ενότητα Μάκρης αποτελείται από δυο σειρές, την υποκείμενη μεταϊζηματογενή (Πομόνη-Παπαϊωάννου & Παπαδόπουλος 1988) και την υπερκείμενη μεταηφαιστειογενή (περιλαμβάνει πρασινοσχιστολίθους, χλωριτικούς σχιστολίθους, ταλκικούς σχιστολίθους, μαρμαρυγιακούς σχιστολίθους και χαλαζίτες) (Παπαδόπουλος 1980, Παπαδόπουλος 1982, Κουρής 1980, Πομόνη-Παπαϊωάννου & Παπαδόπουλος 1988, Magganas et al. 1991). Η ενότητα Δρυμού-Μελιάς αποτελείται από γραουβάκες, χαλαζιακούς ψαμμίτες, χαλαζίτες και αργιλικούς σχιστολίθους (Κουρής 1980, Παπαδόπουλος 1982). Βρίσκεται σε ασυμφωνία με την υποκείμενη 10

25 ενότητα Μάκρης και τα υπερκείμενα Τριτογενή ιζήματα. Στη βάση της ενότητας συναντάται ένα μικρού πάχους τεκτονικό λατυποπαγές με λατύπες πρασινοσχιστολίθων της ενότητας Μάκρης. Οι επαφές της Περιροδοπικής ζώνης με τη Σερβομακεδονική μάζα και τη μάζα της Ροδόπης είναι τεκτονικές (Jaranov 1938, Kockel et al. 1971, Kauffman et al. 1976, Boyanov & Trifonova 1978, Ivanov 1981, Παπαδόπουλος 1980, Παπαδόπουλος 1982). Ειδικότερα, η Σερβομακεδονική μάζα επωθείται πάνω στην Περιροδοπική και η Περιροδοπική επωθείται στη μάζα της Ροδόπης (Papanikolaou 1984). Όλα τα πετρώματα της Περιροδοπικής ζώνης εμφανίζονται μεταμορφωμένα σε συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Η μεταμόρφωση έλαβε χώρα στο Α. Ιουρασικό - Κ. Κρητιδικό (Μουντράκης 1985). Στην Περιροδοπική ζώνη συναντώνται επίσης και πυριγενή πετρώματα, ως αποτέλεσμα μαγματισμού που έλαβε χώρα από το Μεσοζωικό (Μαγκανάς 1988) ως το Τριτογενές (Innocenti et al. 1984, Eleftheriadis et al. 1989b, Ασβεστά 1992, Christofides et al. 2000b, Christofides et al. 2004). Τα τελευταία είναι πλουτωνικά και ηφαιστειακά πετρώματα βασικής έως όξινης σύστασης με ασβεσταλκαλικό έως σωσσονιτικό χαρακτήρα. Οι πλουτωνικοί όγκοι είναι κυρίως γρανιτικοί, ηλικίας Ηώκαινου, Ολιγόκαινου και Μειόκαινου. Αυτοί διεισδύουν στα παλιότερης ηλικίας μεταμορφωμένα σώματα της Περιροδοπικής ζώνης, ηλικίας Α. Παλαιοζωικού και Μεσοζωικού. Απαντώνται στη Σιθωνία Χαλκιδικής, στη Σαμοθράκη και στην περιοχή της Θράκης (Λεπτοκαρυά Κίρκη, Κασσιτερά, Τρεις Βρύσες Χαλάσματα, Μαρώνεια) (Del Moro et al. 1988, Δορυφόρου 1990, Christofides et al. 2000b, Pe-Piper and Piper 2002, Παπαδοπούλου 2003, Christofides et al. 2007). 1.5 Ζώνη Αξιού Η ζώνη Αξιού (ή Vardar όπως αναφέρεται στη διεθνή βιβλιογραφία) εκτείνεται από το Πανονικό λεκανοπέδιο και συνεχίζει νοτιότερα με διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ ακολουθώντας τη γενική διάταξη των Ελληνικών οροσειρών. Αποτελεί μια από τις σημαντικότερες γεωτεκτονικές ζώνες για 11

26 τη γεωδυναμική εξέλιξη της Ελλάδας και για τη δημιουργία και την εξέλιξή της έχουν αναφερθεί δεκάδες ερευνητών. Στην Ελλάδα η ζώνη Αξιού περιγράφεται ως η εσωτερική οφειολιθική συρραφή των Εσωτερικών Ελληνίδων (Μουντράκης 1985) και τοποθετείται μεταξύ δυο ηπειρωτικών τεμαχών, της Σερβομακεδονικής από ανατολικά και της Πελαγονικής από δυτικά. Στο ανατολικά παρεμβάλλονται τμήματα της Περιροδοπικής ζώνης (Kauffman et al. 1976, Kockel & Mollat 1977, Kockel 1979, Ricou et al. 1998, Tranos et al. 1999). Από τα ανατολικά προς τα δυτικά η ζώνη Αξιού διακρίνεται στις εξής υποζώνες: στη υποζώνη Παιονίας, την υποζώνη Πάικου και την υποζώνη Αλμωπίας (Mercier 1966, Mercier 1968, Mercier et al. 1975). Η συνέχεια της ζώνης διακόπτεται νοτιότερα και μόνο τμήματα της υποζώνης Αλμωπίας εμφανίζονται στη Χαλκιδική και σε μερικά νησιά των βόρειων Σποράδων και στη συνέχεια κάμπτεται σε διεύθυνση Α-Δ, όπου εμφανίζεται στη Χίο και στη Μικρά Ασία. Η ζώνη Αξιού περιλαμβάνει κυρίως οφειολιθικά τμήματα και αλπικά ιζήματα (πελαγικά και νηριτικά), ενώ συναντώνται και παρεμβολές τμημάτων μεταμορφωμένων πετρωμάτων που προέρχονται πιθανώς από τη Σερβομακεδονική και αποσπάστηκαν κατά τη διάρκεια αλπικών ορογενετικών κινήσεων (Ricou et al. 1998). Τη ζώνη Αξιού διειδύουν γρανιτικά πετρώματα όπως ο πλουτωνίτης του Φανού (Christofides et al. 1990b, Soldatos et al Saric et al. 2009) και του Μονοπήγαδου (Michand et al. 1998, Koroneos 2009). Σύμφωνα με το Μουντράκη (1985), δυο κύριες ορογενετικές φάσεις επέδρασαν στη ζώνη Αξιού, η πρώιμη κατά το Α. Ιουρασικό και η κύρια κατά το Τριτογενές. Παλαιογεωγραφικά η ζώνη αντιπροσωπεύει τμήμα του ωκεανού της Παλαιο-Τηθύος με ωκεάνιο φλοιό και ιζήματα βαθιάς θάλασσας (Sengor et al. 1984, Robertson & Dixon 1984), που οριοθετούσε το ηπειρωτικό τέμαχος της Απουλίας από το Τριαδικό έως το Ιουρασικό. Το θέμα όμως αυτό, ιδιαίτερα το άνοιγμα και το κλείσιμο του ωκεανού και γενικότερα η γεωδυναμική εξέλιξη της περιοχής αυτής βρίσκεται υπό συζήτηση ακόμη και σήμερα. 12

27 1.6 Πελαγονική ζώνη Η Πελαγονική ζώνη εκτείνεται με διεύθυνση ΒΒΔ-ΝΝΑ ξεκινώντας από τα Σκόπια (Most et al. 2001), συνεχίζει στους Ελληνικούς ορεινούς όγκους του Βόρα, του Βέρνου (Avgerinas et al. 2001, Mountrakis 1984, Mposkos et al. 2001), των Πιερίων, του Ολύμπου, του Πηλίου (Barton 1976, Yarwood & Aftalion 1976, Kotopouli et al. 2000, Reischmann et al. 2001) και της Β. Εύβοιας (Scherreiks 2000), στη συνέχεια κάμπτεται προς τις Σποράδες και περιλαμβάνει τα νησιά Σκιάθο, Σκόπελο, Σκύρο. Πιθανή προέκταση της Πελαγονικής στο Αιγαίο είναι τα νησιά Οινούσες (βόρεια της Χίου) (Mountrakis et al. 1983) από όπου η ζώνη περνάει στη Βόρεια Μικρά Ασία (Μουντράκης 1985, Mountrakis 1986, Mountrakis et al. 1987, Μουντράκης 1994). Τέλος, τμήμα της Πελαγονικής ζώνης εμφανίζεται και στη ΒΑ Πελοπόννησο (Xypolias & Doutsos 2000). Οι κύριοι σχηματισμοί της Πελαγονικής ζώνης είναι μεταμορφωμένα πετρώματα του Άνω Παλαιοζωικού, γρανιτικοί όγκοι του Άνω Λιθανθρακοφόρου που διεισδύουν στο μεταμορφωμένο υπόβαθρο της ζώνης (Πιέρια, Βερδικούσα, Ολυμπιάδα, Δεσκάτη, Βαρνούντας και Καστοριά), ιζήματα και ηφαιστειακά υλικά του Περμοτριαδικού, ανθρακικά πετρώματα του Μεσοζωικού, οφειόλιθοι και τέλος φλύσχης του Μ. Α. Κρητιδικού. Οι Κίλιας & Μουντράκης (1988), θεωρούν ότι αποτελεί ένα τεκτονικό κάλυμμα που τοποθετήθηκε κατά το Ηώκαινο πάνω στην αλπικής ηλικίας ανθρακική ενότητα του Ολύμπου (Godfriaux 1968, Barton 1976) και αποτελείται από τους κατώτερους προς τους ανώτερους ορίζοντες από A) ένα Παλαιοζωικής ηλικίας πολυμεταμορφωμένο κρυσταλλοσχιστώδες υπόβαθρο, Β) μια μετακλαστική ακολουθία ηλικίας Περμοτριαδικού και Γ) ένα ελαφρά ανακρυσταλλωμένο ανθρακικό κάλυμμα Τριαδικοϊουρασικής ηλικίας. Στο βόρειο τμήμα της ζώνης, στην ενότητα Καστοριάς, απαντώνται ο πλουτωνίτης του Βαρνούντα και η προς το νότο συνέχειά του, ο πλουτωνίτης της Καστοριάς. Στο νότιο τμήμα της ζώνης, στην ενότητα Φλάμπουρου (Papanikolaou 1984), απαντώνται οι πλουτωνίτες των Πιερίων, του Λιβαδίου, της Ολυμπιάδας, της Δεσκάτης και της Βερδικούσας. Η ηλικία των παραπάνω πλουτωνιτών θεωρείται Ερκύνεια (Pe-Piper & Piper 2002 και αναφορές). 13

28 Το δυτικό Πελαγονικό περιθώριο καταλαμβάνεται από Άνω Περμίου- Κάτω Τριαδικού μετακλαστικές ακολουθίες από μετα-αρκόζες, λεπτόκοκκους μεταπηλίτες, φυλλίτες, χονδρόκοκκους μεταψαμμίτες, χαλαζιοκροκαλοπαγή, φακούς από ανακρυσταλλωμένους αρενιτικούς ασβεστόλιθους και ασβεστιτικούς σχιστόλιθους, ενδοστρωματωμένους με ανδεσίτες, τοφφίτες, βασικές και ρυολιθικές φλέβες (Mountrakis 1986, Mountrakis et al. 1983, Mountrakis et al. 1987) και τοποθετείται συνήθως με ασυμφωνία πάνω στις κρυσταλλοσχιστώδεις σειρές της Πελαγονικής (Κίλιας & Μουντράκης 1989). Σημαντικές οφειολιθικές μάζες παρατηρούνται στην Πελαγονική, τοποθετημένες κυρίως στα δύο περιθώρια της ζώνης, ενώ μερικές μικρές εμφανίσεις βρίσκονται και στο εσωτερικό της. Οι οφειόλιθοι της Πελαγονικής είναι αλλόχθονοι και προέρχονται από τις δύο ωκεάνιες περιοχές των ζωνών Αξιού και Υποπελαγονικής που βρίσκονται εκατέρωθεν της Πελαγονικής (Rassios & Smith 2000). Στην Πελαγονική ζώνη αναγνωρίζονται τρία μεταμορφικά γεγονότα: το πρώτο είναι ένα προ Άνω Λιθανθρακοφόρου μεταμορφικό επεισόδιο άνω πρασινοσχιστολιθικής - αμφιβολιτικής φάσης, το οποίο επηρεάζει το κρυσταλλικό υπόβαθρο. Το δεύτερο είναι ηλικίας Άνω Ιουρασικού-Κάτω Κρητιδικού, έγινε κάτω από συνθήκες πρασινοσχιστολιθικής έως επιδοτιτικής-αμφιβολιτικής φάσης και συνδέεται με την επώθηση των οφειολίθων. Αυτό το μεταμορφικό επεισόδιο έδρασε ως ανάδρομο στο ήδη μεταμορφωμένο Παλαιοζωικό υπόβαθρο και εξάλειψε όλες τις προαλπικές υφές. Το τρίτο επεισόδιο είναι Ηωκαινικής ηλικίας, έγινε κάτω από συνθήκες γλαυκοφανιτικής φάσης και οφείλεται σε νεότερα τεκτονικά γεγονότα μεγάλων επωθήσεων (Μουντράκης 1985, Schermer et al. 1990, Mposkos & Perraki 2001). Η αλπικής ηλικίας τεκτονική προκάλεσε έντονη λεπίωση των σχηματισμών, με αποτέλεσμα πετρώματα του υποβάθρου να είναι τοποθετημένα πάνω σε νεότερα μέλη του Πελαγονικού καλύμματος (Κίλιας 1980, Μουντράκης 1983, Κίλιας & Μουντράκης 1988). 1.7 Αττικοκυκλαδική Μάζα Η Αττικοκυκλαδική Μάζα, γνωστή και ως Αττικοκυκλαδικό Κρυσταλλικό Σύμπλεγμα καταλαμβάνει τη νότια Εύβοια, σημαντικό τμήμα της Αττικής, όλες τις Κυκλάδες και καταλήγει διαμέσου της Ικαρίας και της 14

29 Σάμου στην κρυσταλλική μάζα του Menderes. Μαζί με τα αντίστοιχα κρυσταλλικά συμπλέγματα της δυτικής Μακεδονίας, της Θεσσαλίας και του Menderes (δυτική Τουρκία) σχηματίζουν την Ενδιάμεση Αιγαιακή Κρυσταλλική Ζώνη (Median Aegean Crystalline Belt) (Durr et al. 1978). Η γεωτεκτονική εξέλιξη της περιοχής σύμφωνα με τον Μπορονκάϋ (1995) έχει ως εξής: Στα όρια Περμίου Τριαδικού μεταξύ της Απουλίας πλάκας και της Ευρασίας υπήρχε ένα σύστημα από ωκεάνιες λεκάνες και μικροπλάκες (Dewey et al. 1973). Μία απ αυτές ήταν και η μικροπλάκα της Αττικοκυκλαδικής Ζώνης που κατά τους Robertson & Dixon 1984 αντιστοιχεί στην μικροπλάκα του νοτίου Αιγαίου. Στο Ερκύνειας ηλικίας υπόβαθρο της μικροπλάκας αυτής, αποτέθηκαν κατά τη διάρκεια του Μεσοζωικού διάφορα ιζήματα. Κατά το διάστημα μεταξύ Ma η διαγώνια σύγκλιση της Πελαγονικής μικροπλάκας και της Απουλίας πλάκας, πιθανώς στο ανώτατο Κρητιδικό (Blake et al. 1981), η Αττικοκυκλαδική μικροπλάκα μαζί με το ιζηματογενές κάλυμμά της (Κατώτερη Ενότητα) ξεκίνησε να υποβυθίζεται κάτω από την Ευρασιατική. Η υποβύθιση έγινε μέσω μιας ζώνης υποβύθισης μεγάλης κλίσης σε βάθη μεγαλύτερα των 50 km όπου η Αττικοκυκλαδική Ζώνη υπέστη μεταμόρφωση εκλογιτικής έως κυανοσχιστολιθικής φάσης (Wijbrans et al. 1993). Συγχρόνως τα ωκεάνια τμήματα με το ιζηματογενές τους πρίσμα (Ανώτερη Ενότητα), που αποτελούσαν την μετάβαση της υπερκείμενης Πελαγονικής προς τον ωκεάνιο φλοιό, υπέστησαν τοπικά μεταμόρφωση πρασινοσχιστολιθικής φάσης. Σχεδόν ταυτόχρονα, έλαβε χώρα και η υποβύθιση της Απουλίας πλάκας κάτω από την Αττικοκυκλαδική μικροπλάκα και τμήμα του ιζηματογενούς καλύμματος της Απουλίας πλάκας (Ενότητα Βάσης) μεταμορφώθηκε επίσης στην κυανοσχιστολιθική φάση. Μέσω αυτής της ζώνης υποβύθισης και εξαιτίας της συνεχιζόμενης συμπίεσης ξεκίνησε εκταφή της ενότητας των κυανοσχιστολίθων (Κατώτερη Ενότητα) (Blake et al. 1981). Κατά τη διάρκεια μεταξύ Ma λόγω της συνεχιζόμενης συμπίεσης ολοκληρώθηκε η εκταφή και η τοποθέτηση των κυανοσχιστολίθων επάνω στο ερκύνειας ηλικίας υπόβαθρο ή την Ενότητα Βάσης και πραγματοποιήθηκε και η τοποθέτηση της Ανώτερης Ενότητας επάνω στην 15

30 Κατώτερη Ενότητα, ενώ ξεκίνησε και η ρήξη του βυθισμένου τμήματος της Απουλίας πλάκας. Μεταξύ Ma ολοκληρώθηκε η κατάτμηση και η αποκόλληση του βυθισμένου τμήματος της Απουλίας πλάκας, γεγονός που προκάλεσε την ανύψωση της Moho με συνέπεια την αύξηση της γεωθερμικής βαθμίδας. Αυτό είχε ως αποτέλεσμα την μεταμόρφωση της ενότητας των κυανοσχιστολίθων στην πρασινοσχιστολιθική φάση, τη δημιουργία μιγματιτών και τη γένεση γρανιτικής σύστασης μαγμάτων S τύπου από την μερική τήξη του κατώτερου φλοιού της Απουλίας πλάκας στη ζώνη σύγκρουσης (Leake 1990). Στο διάστημα μεταξύ 15 5 Ma δύο τεκτονικά γεγονότα λαμβάνουν χώρα: το πρώτο μεταξύ Ma και χαρακτηρίζεται από συμπίεση που σχετίζεται αφενός με την συντεκτονική άνοδο και τοποθέτηση των γρανιτών και αφετέρου με τη σύγχρονη με αυτούς ανάπτυξη των μολασσικών λεκανών και το δεύτερο μεταξύ Ma και 11 χαρακτηρίζεται από εφελκυσμό, με αποτέλεσμα τη δημιουργία πλαγιοκανονικών ρηγμάτων που διευρύνουν τις μολασσικές λεκάνες μέσα στις οποίες συνεχίζεται η ιζηματογένεση. Το τελευταίο στάδιο της εξέλιξης πραγματοποιείται από τα 5 Ma σήμερα και χαρακτηρίζεται από εκτεταμένο εφελκυσμό διεύθυνσης από Β-Ν έως ΒΑ-ΝΔ, που δημιουργεί κανονικά ρήγματα και σχηματισμό μεταορογενετικών λεκανών και τεκτονικών κεράτων διαμορφώνοντας έτσι το νησιωτικό σύμπλεγμα των Κυκλάδων στη σημερινή του μορφή. Η Αττικοκυκλαδική Ζώνη αποτελεί ένα πολύπλοκο σύμπλεγμα από επάλληλα τοποθετημένα καλύμματα και επωθήσεις μεταμορφωμένων ιζημάτων. Ακολουθώντας ως βάση το στρωματογραφικό μοντέλο που προτείνουν οι Okrusch & Brocker (1990) διακρίνονται από τα κατώτερα προς τα ανώτερα: το υπόβαθρο, η κατώτερη ενότητα ή ενότητα των κυανοσχιστολίθων, η ανώτερη ενότητα ή ενότητα των οφειολίθων, οι μολασσικές αποθέσεις και οι μεταορογενετικές αποθέσεις. 16

31 2. ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ-ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΚΑΙ ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ ΤΩΝ ΠΛΟΥΤΩΝΙΤΩΝ Στα πλαίσια αυτής της διατριβής, έχουν συλλεγεί και μετρηθεί δείγματα από τις κυριότερες εμφανίσεις πλουτωνικών πετρωμάτων ολόκληρου του ελλαδικού χώρου (Σχήμα 2.1). Λήφθηκαν επιπλέον δείγματα απο ορισμένους πλουτωνίτες που εξετάσθηκαν σε προηγούμενη μελέτη (Καραβασίλη 2004). Στον πίνακα 2.1 παρατίθενται αναλυτικά οι γεωτεκτονικές ζώνες και τα ονόματα των πλουτωνιτών από του οποίους λήφθηκαν και μετρήθηκαν δείγματα για τη φυσική τους ραδιενέργεια στα πλαίσια της παρούσης διατριβής. Στη συνέχεια παρατίθενται ανά πλουτωνίτη στοιχεία σχετικά με την πετρογραφία, τη γεωχημεία και την ορυκτολογία του. Πίνακας 2.1. Οι πλουτωνίτες από τους οποίους έγινε δειγματοληψία και οι γεωτεκτονικές ζώνες στις οποίες ανήκουν Γεωτεκτονική Ζώνη Μάζα Ροδόπης Σερβομακεδονική Μάζα Περιροδοπική Ζώνη Ζώνη Αξιού Πελαγονική ζώνη Αττικοκυκλαδική Μάζα Πλουτωνίτης Ξάνθης Παπίκιου όρους Καβάλας Βροντούς Ελατιάς Πανοράματος Γρανίτη Φιλίππων Αρναίας Φλαμουρίου Ιερισσού Στρατωνίου Γρηγορίου (Αγ. Όρος) Μουριών Μαρώνειας Σαμοθράκης Σιθωνίας Τρεις Βρύσες Χαλάσματα - Κασσιτερά Λεπτοκαρυάς-Κίρκης Μονοπήγαδου Φανού Βαρνούντα Καστοριάς Όρους Βόρα Καστανιάς Δεσκάτης Τήνου Μυκόνου Δήλου Πάρου Νάξου Ικαρίας Σερίφου Λαυρίου 17

32 Σχήμα 2.1. Οι κυριότερες εμφανίσεις γρανιτικών πετρωμάτων στην Ελλάδα. 1 Σαμοθράκη, 2 Μαρώνεια, 3 Λεπτοκαρυά-Κίρκη Κασσιτερά, 4 Τρεις Βρύσες- Χαλάσματα, 5 Παπίκιο, 6 Ξάνθη, 7 Ελατιά-Παρανέστι, 8 Καβάλα, 9 Φίλιπποι, 10 Άγ. Όρος, 11 Ιερισσός, 12 Στρατώνι, 13 Γρανίτης, 14 Πανόραμα, 15 Βροντού, 16 Φλαμούρι, 17 Αρναία, 18 Σιθωνία, 19 Μονοπήγαδο, 20 Μουριές, 21 Φανός, 22 Καστανιά, 23 Δεσκάτη, 24 Βόρας, 25 Βαρνούντας, 26 Καστοριά, 27 Λαύριο, 28 Σέριφος, 29 Τήνος, 30 Μύκονος, 31 Δήλος, 32 Πάρος, 33 Νάξος, 34 Ικαρία Πλουτωνίτης Ξάνθης Ο πλουτωνίτης της Ξάνθης διεισδύει σε μάρμαρα, γνεύσιους και σε ηωκαινικά ιζηματογενή και ηφαιστειακά πετρώματα της Ανώτερης Τεκτονικής Ενότητας της μάζας της Ροδόπης, καθώς επίσης και σε μάρμαρα που ανήκουν στην Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα. Στην επαφή του με τα 18

33 μεταμορφωμένα πετρώματα, κυρίως ανθρακικά, δημιουργείται μια μεγάλης έκτασης μεταμορφική άλω επαφής. Νότια, βρίσκεται σε τεκτονική επαφή με πετρώματα του Νεογενούς και του Τεταρτογενούς (Χριστοφίδης 1977, Κυριακόπουλος 1987, Sergi, 1997). Ο κύριος πετρογραφικός τύπος του πλουτωνίτη είναι γρανοδιορίτης που περιέχει κεροστίλβη και βιοτίτη και εμφανίζεται στο κεντρικό και δυτικό τμήμα του. Συχνά περιέχει λεπτόκοκκα εγκλείσματα χαλαζιοδιοριτικής κυρίως σύστασης. Το ανατολικό τμήμα αποτελείται κυρίως από μονζονίτες, χαλαζιακούς μονζοδιορίτες, χαλαζιακούς μονζονίτες και μονζογάββρους, που περιέχουν βιοτίτη, πυρόξενο και σε μικρότερο ποσοστό κεροστίλβη. Στο ανατολικό του τμήμα, εντοπίζεται ένας πυροξενικός ολιβινικός γάββρος, που σε ορισμένες περιπτώσεις έχει σωρειτικά χαρακτηριστικά. Επίσης, απλιτικές και σε ορισμένες περιπτώσεις λαμπροφυρικές φλέβες διεισδύουν στον πλουτωνίτη. Τα ορυκτά συστατικά των πετρωμάτων του πλουτωνίτη της Ξάνθης είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, πυρόξενοι, ολιβίνης, χλωρίτης, τιτανίτης, απατίτης, ζιρκόνιο, ρουτίλιο, επίδοτο και αδιαφανή ορυκτά (μαγνητίτης, ιλμενίτης) (Χριστοφίδης 1977). Η ηλικία του πλουτωνίτη της Ξάνθης είναι Ολιγοκαινική και έχει υπολογιστεί σε 25,5-26 Ma (Bigazzi et al. 1994), και Ma (Liati 1986, Κυριακόπουλος 1987). Τα πετρώματα του πλουτωνίτη της Ξάνθης είναι ασβεσταλκαλικά ως υψηλού Κ ασβεσταλκαλικά Ι-τύπου, ενώ το γεωτεκτονικό περιβάλλον τοποθέτησης του πλουτωνίτη είναι ηφαιστειακού τόξου. Στη γένεσή τους συμμετέχουν τόσο τήγματα του μανδύα, όσο και του φλοιού (Christofides et al. 1998a) Πλουτωνίτης Παπίκιου όρους Ο πλουτωνίτης της περιοχής δεν έχει μελετηθεί μέχρι σήμερα, ωστόσο σε εξέλιξη βρίσκεται μια διδακτορική διατριβή για τη πετρολογία και τη γεωχημεία του. Χάρτες που περιλαμβάνουν τον πλουτωνίτη έχουν δημοσιευθεί από τους Δημάδης & Ζάχος (1985) και Μπόσκος (1994). Εκτείνεται από τον Ίασμο στα δυτικά μέχρι την Κομοτηνή ανατολικά, και από το ρήγμα Ξάνθης-Κομοτηνής νότια, μέχρι τα ελληνοβουλγαρικά σύνορα βόρεια. Οι κύριοι πετρογραφικοί του τύποι είναι αδρόκοκκος κεροστιλβικός γρανίτης και γρανοδιορίτης με γνευσιακή υφή και 19

34 μεσόκοκκος γρανίτης με πολύ λίγα φεμικά (απλιτογρανίτης). Τα ορυκτά των πετρωμάτων που έχουν μελετηθεί είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, επίδοτο, ζοϊσίτης, απατίτης, τιτανίτης, σερικίτης, χλωρίτης, ζιρκόνιο και μεταλλικά ορυκτά Πλουτωνίτης Καβάλας Ο πλουτωνίτης της Καβάλας διεισδύει στα μεταμορφωμένα πετρώματα της Κατώτερης Τεκτονικής Ενότητας της Ροδόπης, με διεύθυνση ΝΔ-ΒΑ. Αποτελείται από Ι-τύπου ασβεσταλκαλικά μεταργιλικά γρανιτικά πετρώματα. Ο κύριος πετρογραφικός τύπος που απαντάται είναι κεροστιλβικός-βιοτιτικός γρανοδιορίτης μεσόκοκκος μέχρι αδρόκοκκος, που περιέχει πολυάριθμα εγκλείσματα διοριτικής και τοναλιτικής σύστασης, ενώ σε πολλές περιπτώσεις διασχίζεται από φλέβες απλιτικής και πιο βασικής σύστασης. Οι εμφανίσεις αδρόκοκκου γρανοδιορίτη είναι περιορισμένες στο ΒΑ τμήμα του πλουτωνίτη. Επίσης έχει αναφερθεί τοπικά, σε μικρή κλίμακα, η ύπαρξη βιοτιτικού-κεροστιλβικού τοναλίτη και βιοτιτικού μονζογρανίτη (Kokkinakis 1977, Neiva et al. 1996). Ο γρανοδιορίτης είναι ανοικτόχρωμος έως σκουρόχρωμος και χαρακτηρίζεται από γνευσιακή υφή, λόγω τεκτονικής που έδρασε κατά τη διάρκεια και ύστερα από τις μαγματικές διαδικασίες. Τα ορυκτά που αποτελούν τα πετρώματα του πλουτωνίτη είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, τιτανίτης, επίδοτο, αλλανίτης, ζιρκόνιο και απατίτης. Σχετικά με την πηγή του μάγματος του πλουτωνίτη, οι Κυριακόπουλος (1987) και Neiva et al. (1996) θεωρούν ότι βρίσκεται στον ανώτερο μανδύα-κατώτερο φλοιό και ότι το μητρικό μάγμα υπέστη μόλυνση κατά την άνοδό του από υλικά του φλοιού. Η ηλικία τοποθέτησης του πλουτωνίτη υπολογίστηκε στα Ma (Μειόκαινο) (Dinter et al. 1995) με U-Pb και Ar-Ar σε ζιρκόνιο, τιτανίτη και κεροστίλβη, ενώ επιδράσεις από άλλα θερμικά γεγονότα έχουν δώσει ηλικίες 16,1-19,4 Ma με Rb-Sr σε ολικό πέτρωμα, Ma με Rb-Sr σε βιοτίτη, μοσχοβίτη, καλιούχο άστριο και πλαγιόκλαστο (Κυριακόπουλος 1987). Το γεωτεκτονικό περιβάλλον τοποθέτησης του πλουτωνίτη θεωρείται ότι σχετίζεται με εφελκυσμό που ακολουθεί τη σύγκρουση της ωκεάνιας πλάκας με την ηπειρωτική και συγκεκριμένα με την κατάρρευση του Ελληνικού Ορογενούς μετά από τη σύγκρουση (Koukouvelas & Pe- 20

35 Piper 1991, Jones et al. 1992, Kolocotroni 1992, Dinter et al. 1995, Christofides et al. 1998a, Kilias & Mountrakis 1998) Πλουτωνίτης Παρανεστίου Έχει αναφερθεί από τον Soldatos (1961) και ως γρανίτης των Διποτάμων. Η μάζα που χαρακτηρίζεται ως πλουτωνίτης του Παρανεστίου, περιλαμβάνει την περιοχή ΒΔ του Παρανεστίου, έχει σχήμα επίμηκες και χωρίζεται στα δύο από μια σειρά κρυσταλλοσχιστωδών πετρωμάτων. Έχει μήκος περίπου 20 χμ και πλάτος περίπου 8 χμ με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ. Στην ανατολική πλευρά του ο πλουτωνίτης βρίσκεται σε επαφή με τα ηφαιστειακά πετρώματα των Διποτάμων-Καλοτύχου (Soldatos 1961) ενώ στη νότια, στη δυτική και ΒΔ με τα μεταμορφωμένα πετρώματα της Μάζας της Ροδόπης. Στα βόρεια ο πλουτωνίτης βρίσκεται σε επαφή με ηφαιστειακά πετρώματα. Οι πετρογραφικοί τύποι που απαντώνται είναι γρανίτης με ποικιλία κοκκομετρίας και χρωμάτων. Στο βόρειο και ΒΔ τμήμα του πλουτωνίτη, είναι κυρίως λεπτόκοκκος και διασχίζεται από δίκτυο απλιτικών και πηγματιτικών φλεβών (Σκλαβούνος 1981). Τα ορυκτά των γρανιτικών πετρωμάτων του πλουτωνίτη είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, μοσχοβίτης, χλωρίτης, απατίτης, ζιρκόνιο, ρουτίλιο, τιτανίτης, επίδοτο και αδιαφανή ορυκτά, κυρίως μαγνητίτη. Στον πλουτωνίτη του Παρανεστίου έχει διαπιστωθεί η ύπαρξη ορυκτών του ουρανίου (Hertz 1957, Σκλαβούνος 1981, Sklavounos & Filippidis 1989). Αυτά είναι ουρανινίτηςπισσουρανίτης με μορφή πολύ μικρών κόκκων. Από οπτικές παρατηρήσεις φαίνεται πως σημαντική ποσότητα από το ουρανιούχο υλικό έχει εκπλυθεί εξαιτίας της κυκλοφορίας όξινων διαλυμάτων, δεδομένης και της έντονης καολινίωσης που παρουσιάζουν οι άστριοι των πετρωμάτων στα οποία εντοπίστηκαν τα συγκεκριμένα ορυκτά. Εκτός από ουρανινίτηπισσουρανίτη, για τα οποία είναι δεκτή η πρωτογενής τους προέλευση και κρυστάλλωση στα τελευταία στάδια διαφοροποίησης του μάγματος που έδωσε το γρανίτη, έχει εντοπιστεί και ωτουνίτης. Ο σχηματισμός του ωτουνίτη θεωρείται δευτερογενής, από έντονη διάλυση των πρωτογενών ορυκτών εξαιτίας της δράσης υδροθερμικών διαλυμάτων και απόθεση σε άλλες περιοχές (Σκλαβούνος 1981). Τα πετρώματα του πλουτωνίτη, βάση του χημισμού τους κατατάσσονται στα ασβεσταλκαλικού τύπου, ενώ ως προς τον τρόπο 21

36 γένεσης του πλουτωνίτη ο Σκλαβούνος (1981) θεωρεί ότι ο γρανίτης του Παρανεστίου προήλθε από μάγμα που προέκυψε από τήξη κατώτερου φλοιού. Οι Θεοδόσογλου et al. (2005) συμπεραίνουν ότι η γένεση του διμαρμαρυγιακού γρανίτη αποτελεί ξεχωριστή διείσδυση και οφείλεται σε μερική τήξη πυριγενών ή μεταπυριγενών υλικών του φλοιού και συγκεκριμένα, από τη σύγκριση με πειραματικά δεδομένα, πιθανολογείται ότι πρόκειται για γνευσίους. Η ηλικία του τέλος, είναι περίπου 50 Ma (Soldatos et al. 2001) με χρονολόγηση Rb-Sr σε βιοτίτη και μοσχοβίτη Πλουτωνίτης της Ελατιάς Ο πλουτωνίτης της Ελατιάς τοποθετείται στο βόρειο τμήμα του νομού Δράμας. Αποτελεί το κύριο τμήμα του συμπλέγματος Ελατιάς Σκαλωτής - Παρανεστίου και μαζί με τον πλουτωνίτη Barutin Buyonovo της ΝΔ Βουλγαρίας αποτελούν έναν από τους μεγαλύτερους βαθύλιθους της Ροδόπης (Soldatos et al. 2008). Τα πετρώματα της Ελατιάς διεισδύουν σε μάρμαρα, σχιστόλιθους και γνεύσιους της Ανώτερης Τεκτονικής Ενότητας (Κοτοπούλη 1981, Σολδάτος 1985, Christofides et al. 2001, Soldatos et al. 2001) δημιουργώντας φαινόμενα μεταμόρφωσης επαφής. Ο κύριος πετρογραφικός τύπος του πλουτωνίτη είναι μεσόκοκκος ως αδρόκοκκος πορφυριτικός (κεροστιλβικός) βιοτιτικός γρανοδιορίτης, που συχνά είναι ισχυρά σχιστοποιημένος και ο οποίος εμφανίζεται στο δυτικό τμήμα της Ελατιάς. Ο γρανοδιορίτης αυτός συχνά κόβεται από φλέβες λεπτόκοκκου ως μεσόκοκκου βιοτιτικού γρανίτη και λευκογρανίτη, με πάχος που κυμαίνεται από μερικά εκατοστά ως μερικά μέτρα. Η σύστασή του μεταβάλλεται τοπικά από χαλαζιακό διορίτη, δια μέσου χαλαζιακού μονζοδιορίτη και τοναλίτη, σε γρανίτη. Στο κεντρικό και ανατολικό τμήμα του πλουτωνίτη επικρατούν οι διμαρμαρυγιακοί γρανίτες και οι λευκογρανίτες. Τα πετρώματα της Ελατιάς είναι ασβεσταλκαλικά η δε ηλικία τους είναι περίπου 56 Ma με χρονολόγηση σε ζιρκόνια με τη μέθοδο U-Pb (Soldatos et al. 2008) Πλουτωνίτης της Βροντούς Ο πλουτωνίτης της Βροντούς βρίσκεται κοντά στα ελληνοβουλγαρικά σύνορα, βόρεια της πόλης των Σερρών στην Κεντρική Μακεδονία, έχει έκταση πάνω από 250 km 2 και διεισδύει σε μάρμαρα, 22

37 γνεύσιους και σχιστόλιθους της Κατώτερης Τεκτονικής Ενότητας της Ροδόπης. Στα ανατολικά και βορειοανατολικά περιθώρια του πλουτωνίτη δημιουργούνται φαινόμενα μεταμόρφωσης επαφής (Kolocotroni 1992). Τα πετρώματα της Βροντούς είναι κυρίως ασβεσταλκαλικά έως σωσσονιτικά. Στα βορειοανατολικά επικρατούν διορίτες, γάββροι, μονζονίτες, χαλαζιακοί μονζονίτες και γρανοδιορίτες, που σε αρκετά σημεία τους μεταβαίνουν σε χαλαζιακούς μονζοδιορίτες. Στα ΝΔ εμφανίζονται κυρίως γρανίτες, που σε κάποια σημεία τους μεταβαίνουν σε χαλαζιακούς συηνίτες και γρανοδιορίτες. Στα ΝΑ βρίσκονται κάποιες μικρές εμφανίσεις γαββροδιοριτών. Σε ολόκληρο τον πλουτωνικό όγκο εμφανίζονται κυρίως απλιτικές, αλλά και πηγματιτικές φλέβες. Το ΒΑ τμήμα του πλουτωνίτη έχει ολιγοκαινική ηλικία, ενώ το ΝΔ μειοκαινική (Παπαδάκης 1965, Theodorikas 1982, Soldatos et al. 1998) Πλουτωνίτης του Πανοράματος Ο πλουτωνικός όγκος του Πανοράματος βρίσκεται στο νομό Δράμας, κοντά στα σύνορα με το νομό Σερρών, ανάμεσα στα χωριά Πανόραμα και Κ. Βροντού και διειδύει στα μάρμαρα του Φαλακρού όρους τα οποία ανήκουν στην Κατώτερη Τεκτονική Ενότητα της Μάζας της Ροδόπης. Διακρίνονται δύο ξεχωριστά τμήματα. Το βορειότερο έχει έκταση 2 km 2, διεύθυνση ΔΝΔ ΑΒΑ και αποτελείται κυρίως από χαλαζιακό μονζονίτη. Το νοτιότερο τμήμα του πλουτωνίτη με κατεύθυνση ΒΔ ΝΑ και έκταση 5 km 2 είναι ένας γρανίτης. Σε αυτό το νοτιότερο τμήμα κυρίως και στην επαφή του με τα μάρμαρα σχηματίζονται ζώνες skarn με γρανάτη και βολλαστονίτη. Επίσης βρέθηκαν απλιτικές και γρανοδιοριτικές φλέβες μικρού πάχους, που διακόπτουν τα γρανιτικά πετρώματα (Jones et al. 1992). Τα πετρώματα του Πανοράματος έχουν ηλικία 26,8 ± 0,5 Ma (Meyer 1968) και όσον αφορά τη χημεία τους είναι ασβεσταλκαλικά υψηλού Κ Πλουτωνίτης του Γρανίτη Βορειοανατολικά του Πανοράματος, στο βόρειο τμήμα του νομού Δράμας εμφανίζεται ο μικρός πλουτωνίτης του Γρανίτη με επιφανειακή έκταση περίπου 2 km 2. Ο μικρός αυτός πλουτωνικός όγκος διεισδύει ασύμφωνα στα μεταμορφωμένα πετρώματα της Ροδόπης. 23

38 Ανήκει στο σχηματισμό των γρανοδιοριτών του Φαλακρού όρους μαζί με τους γρανοδιορίτες του Πανοράματος και των Ποταμών. Άλλοι πετρογραφικοί τύποι που συναντώνται είναι γρανίτες, μονζονίτες, χαλαζιακοί μονζονίτες και βασικά εγκλείσματα. Στην επαφή του πλουτωνίτη με τα μάρμαρα της περιοχής δημιουργούνται ζώνες skarn. Η ηλικία του πλουτωνίτη του Γρανίτη υπολογίστηκε στα 28 Ma (Meyer 1968) Πλουτωνίτης των Φιλίππων Ο πλουτωνίτης των Φιλίππων βρίσκεται στην ανατολική Μακεδονία ΒΔ της Καβάλας. Διεισδύει σε μάρμαρα και σχιστόλιθους της Κατώτερης Τεκτονικής Ενότητας της Ροδόπης προκαλώντας φαινόμενα μεταμόρφωσης επαφής. Οι κύριοι πετρογραφικοί τύποι του πλουτωνίτη των Φιλίππων είναι ο χαλαζιακός μονζοδιορίτης, ο μονζοδιορίτης και ο χαλαζιακός μονζονίτης. (Papanikolaou & Panagopoulos 1981, Eleftheriadis et al. 1995, Tranos et al. 2009). Η ηλικία του πλουτωνικού όγκου των Φιλίππων βρέθηκε ότι είναι 28 Ma με εφαρμογή της μεθόδου K Ar σε Bi (Melidonis 1969) Πλουτωνίτης Αρναίας Ο πλουτωνίτης της Αρναίας διεισδύει στη Σερβομακεδονική μάζα, κοντά στο όριό της με την Περιροδοπική. Εκτείνεται από τα ΝΔ της λίμνης Βόλβη έως το χωριό Αρναία στη Χαλκιδική, με διεύθυνση ΒΔ-ΝΑ και συνδέεται με ένα αριθμό μικρότερων διεισδύσεων στη γύρω περιοχή. Ο πλουτωνίτης είναι γενικά παραμορφωμένος και τεκτονισμένος, ενώ ειδικά στη ΝΔ του επαφή εμφανίζονται και μυλωνιτικές υφές (De Wet 1989, Poli et al. 2010). Ο κύριος πετρογραφικός τύπος του πλουτωνίτη είναι μοσχοβιτικός γρανίτης, ενώ απαντάται και διμαρμαρυγιακός γρανίτης. Τα πετρώματα του πλουτωνίτη είναι λευκοκρατικά, λεπτόκοκκα, μεσόκοκκα και σε ορισμένες περιπτώσεις μέχρι αδρόκοκκα. Τα ορυκτά που εμφανίζονται είναι χαλαζίας, άστριοι, μοσχοβίτης, βιοτίτης, αλλανίτης, τιτανίτης, επίδοτο, φθορίτης και αδιαφανή ορυκτά (Christofides et al. 2000a). Σύμφωνα με ραδιοχρονολογήσεις που έχουν γίνει στο γρανίτη της Αρναίας σε ολικό πέτρωμα με τη μέθοδο Rb-Sr, η ηλικία του υπολογίστηκε στο Α. Ιουρασικό 24

39 (De Wet 1989). Ραδιοχρονολόγηση με U-Pb και Pb-Pb σε ζιρκόνιο έδωσε ηλικία 212±7 Μa (Vital 1986) και Α. Τριαδικό (Kostopoulos et al. 2000) αντίστοιχα. Πιο πρόσφατες ραδιοχρονολογήσεις με U-Pb σε ζιρκόνια με LA- ICP-MS έδωσαν ηλικία μεταξύ Περμίου και Τριαδικού ( Ma) (Poli et al. 2010). Tο γεωτεκτονικό περιβάλλον διείσδυσης του πλουτωνίτη θεωρείται ενδοπλακικό (De Wet 1989, Baltatzis et al. 1992, Christofides et al. 2000a). Ο γρανίτης της Αρναίας θεωρείται Α- τύπου (Christofides et al. 2000a, Poli et al. 2010). Η πηγή του μάγματος του γρανίτη της Αρναίας θεωρείται ότι είχε σύσταση φλοιού, η δε γένεση του μάγματος που έδωσε τον πλουτωνίτη συνδέεται με ενδοπλακικό εφελκυσμό που σχετίζεται με ένα μετά τη σύγκρουση γεωτεκτονικό περιβάλλον (Poli et al. 2010) Πλουτωνίτης Φλαμουρίου Τα πετρώματα του πλουτωνίτη είναι ασβεσταλκαλικά έως υψηλού Κ ασβεσταλκαλικά (Perugini et al. 2004). Η ηλικία τους με βάση γεωλογικά δεδομένα έχει υπολογιστεί Μεσοζωική (Kockel et al. 1977). Οι πετρογραφικοί τύποι του πλουτωνίτη ποικίλουν από βιοτιτικό χαλαζιακό μονζοδιορίτη, μέχρι γρανοδιορίτη. Δεν υπάρχουν δημοσιευμένα δεδομένα για τη γεωχημεία που να δίνουν περαιτέρω στοιχεία για την πετρογένεση και τη χρονολόγηση του πλουτωνίτη Πλουτωνίτης Ιερισσού Βρίσκεται ΒΔ της Ουρανούπολης. Κύριος πετρογραφικός τύπος είναι ο βιοτιτικός γρανοδιορίτης που συχνά εμφανίζεται πορφυροειδής. Τα ορυκτά που τον αποτελούν είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, επίδοτο, απατίτης, ζιρκόνιο, αλλανίτης και τιτανίτης. Η ηλικία του έχει προσδιοριστεί στα 54 Ma με ραδιοχρονολόγηση σε ουρανινίτη με τη μέθοδο U-Pb (Frei 1992). Βάση της χημικής τους σύστασης, τα πετρώματα του πλουτωνίτη είναι υψηλού Κ ασβεσταλκαλικά έως σωσσονιτικά (Perugini et al. 2004) Πλουτωνίτης Στρατωνίου Ο πλουτωνίτης βρίσκεται στην ανατολική Χαλκιδική και συνδέεται με μεταλλοφορία μεικτών θειούχων. Ο κύριος πετρογραφικός τύπος που απαντάται είναι βιοτιτικός γρανοδιορίτης, ενώ υπάρχουν μικρότερες εμφανίσεις διορίτη, γρανίτη, γρανιτικού πορφύρη και λαμπροφυρικών και 25

40 απλιτικών φλεβών. Τα ορυκτά που τον αποτελούν είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, αυγίτης, τιτανίτης, μαγνητίτης, απατίτης, επίδοτο, χλωρίτης και σερικίτης. Ραδιοχρονολόγηση με K-Ar σε βιοτίτη έδωσε ηλικία Ολιγοκαίνου (29,6 Ma) (Παπαδάκης 1971). Τα πετρώματα του πλουτωνίτη προβάλλονται στο πεδίο των ασβεσταλκαλικών έως υψηλού Κ ασβεσταλκαλικών γρανιτικών πετρωμάτων (Perugini et al. 2004). Ο πλουτωνίτης θεωρείται ότι σχηματίστηκε σε περιβάλλον όπου υπήρχε καταβύθιση, από ανάμιξη ενός βασικής σύστασης μάγματος τύπου ηφαιστειακού τόξου με ανατηκτικά πιο πυριτικά τήγματα (Kalogeropoulos et al. 1990) Πλουτωνίτης Γρηγορίου (Αγ. Όρος) Oι πετρολογικοί τύποι του πλουτωνίτη είναι βιοτιτικός γρανίτης, βιοτιτικός-κεροστιλβικός-χαλαζιακός μονζοδιορίτης έως γρανοδιορίτης. Τα ορυκτά που απαντώνται είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, επίδοτο, ζιρκόνιο, απατίτης, τιτανίτης και χλωρίτης. Το νότιο τμήμα του γρανίτη βρίσκεται σε επαφή με τα πετρώματα της Μαγματικής Σειράς Χορτιάτη (Kockel & Mollat 1978). Ο γρανίτης του Γρηγορίου είναι ασβεσταλκαλικού χαρακτήρα και χρονολογείται στα Ma με Rb-Sr σε ολικό πέτρωμα (Perugini et al. 2004) και στα 43 Ma με Κ-Ar σε βιοτίτη (Bebien et al. 2001) και έχει συσχετιστεί με τους γρανίτες της Σιθωνίας και της Ουρανούπολης (De Wet et al. 1989, Tranos et al. 1993) Πλουτωνίτης Μουριών (Γρανιτικό σύμπλεγμα Κερκίνης) Το γρανιτικό σύμπλεγμα της Κερκίνης βρίσκεται στο όρος Κερκίνη στα σύνορα Ελλάδας Πρώην Γιουγκοσλαβικής Δημοκρατίας της Μακεδονίας (Π.Γ.Δ.Μ.), διεισδύοντας στην ενότητα του ΝΔ Βερτίσκου της Σερβομακεδονικής μάζας. Συνίσταται από τρία σώματα, το μεγαλύτερο από τα οποία είναι ο γρανίτης των Μουριών. Μια απόφυση προς νότο αποτελεί το γρανίτη του Μυριόφυτου και μια άλλη διείσδυση προς ανατολικά είναι γνωστή ως γρανίτης της Καστανούσας. Το σύμπλεγμα αυτό είναι έντονα παραμορφωμένο και αρκετά αλλοιωμένο. Τα πετρώματα του πλουτωνίτη είναι μεσόκοκκα έως αδρόκοκκα, λευκοκρατικά έως μεσοκρατικά. Ο κύριος πετρογραφικός τύπος είναι ο 26

41 διμαρμαρυγιακός γρανίτης, ενώ τοπικά απαντούν ο βιοτιτικός και ο μοσχοβιτικός γρανίτης. Τα ορυκτά του πλουτωνίτη είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, λευκός μαρμαρυγίας (φεγγίτης), ζιρκόνιο, αλλανίτης, απατίτης, τιτανίτης, φθορίτης και αδιαφανή ορυκτά. Τα πετρώματα της περιοχής είναι υπεραργιλικά, προβάλλονται στο πεδίο των Α-τύπου γρανιτών και βάση της γεωχημείας τους κατατάσσονται στους ενδοπλακικούς γρανίτες. Γεωχρονολογήσεις K Ar σε μαρμαρυγίες έδωσαν ηλικία μεταμόρφωσης Κάτω Κρητιδικού (Christofides et al. 1999), ενώ U-Pb σε ζιρκόνια με SHRIMP έδωσαν ηλικία γένεσης 247Ma (Christofides et al. 2007). Παρόμοια ηλικία γένεσης (247Ma) υπολογίστηκε από τους Poli et al. (2010) με ραδιοχρονολόγηση U-Pb σε ζιρκόνια με LA-ICP-MS.Οι Poli et al. (2010), όπως και στην περίπτωση της Αρναίας, θεωρούν ότι η γένεση του μάγματος που έδωσε τον πλουτωνίτη συνδέεται με ενδοπλακικό εφελκυσμό που συνδέεται με ένα μετά τη σύγκρουση γεωτεκτονικό περιβάλλον Πλουτωνίτης Σαμοθράκης Πρόκειται για Μειοκαινικής ηλικίας πλουτωνίτη (18,9±0,4-18,5±0,3 Ma Κυριακόπουλος 1987), (18,5-18,1 ηλικίες ψύξης Christofides et al. 2000b) που καταλαμβάνει το μεγαλύτερο τμήμα της επιφάνειας του νησιού και εντοπίζεται στο Ν και ΝΑ τμήμα του (Δάβη 1963). Συνίσταται από τους εξής πετρογραφικούς τύπους: κεροστιλβικός-βιοτιτικός πορφυροειδής χαλαζιακός μονζονίτης, βιοτιτικός-κεροστιλβικός πορφυροειδής μικροχαλαζιακός μονζονίτης, βιοτιτικός κεροστιλβικός πορφυροειδής γρανίτης και βιοτιτικός γρανίτης που αποτελεί και τον επικρατέστερο τύπο (Χριστοφίδης et al. 1994). Τα ορυκτά των πετρωμάτων του πλουτωνίτη είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, μαγνητίτης, ιλμενίτης, απατίτης, ζιρκόνιο, τιτανίτης, αλλανίτης και ρουτίλιο. Ο χημικός χαρακτήρας του πλουτωνίτη είναι υψηλού-κ ασβεσταλκαλικός, μεταργιλικός έως μερικά υπεραργιλικός (Τσικούρας 1992, Christofides et al. 2000b). Σχετικά με την πετρογένεση του πλουτωνίτη, οι Seymour et al. (1996), θεωρούν πως σχετίζεται με ένα υβριδικό μάγμα με μίξη ανατηκτικών ρευστών που προέκυψαν από ωκεάνια λιθόσφαιρα (πλαγιογρανίτες) και αλκαλικής σύστασης βασικών ρευστών που προέρχονταν από την ασθενόσφαιρα. Το γεωτεκτονικό περιβάλλον είναι διττό, καθώς εμφανίζονται χαρακτηριστικά τόσο ηφαιστειακού τόξου, όσο 27

42 και ηπειρωτικής σύγκρουσης (Seymour et al. 1996). Αυτό σημαίνει πως ο πλουτωνίτης σχηματίστηκε μετά από ηπειρωτική σύγκρουση, με τροφοδοσία μάγματος όμως και από τη βυθισμένη ωκεάνια πλάκα. Οι Christofides et al. (2000b), υποστηρίζουν γένεση του πλουτωνίτη σε ένα μετά τη σύγκρουση εφελκυστικό περιβάλλον και εξέλιξη με AFC δύο σταδίων Πλουτωνίτης Σιθωνίας Ο πλουτωνίτης της Σιθωνίας καλύπτει όλη την ομώνυμη χερσόνησο της Χαλκιδικής, εκτός από το κεντροδυτικό και το νοτιότερο τμήμα της. Διεισδύει σε πετρώματα της Περιροδοπικής και μερικώς της Σερβομακεδονικής ζώνης. Η ηλικία του είναι Ηωκαινική και υπολογίστηκε στα 50 Ma (De Wet et al. 1989, D Amico et al. 1990, Christofides et al. 1990a, Πιπερά 2008, Ρωμανίδης 2009). Από βορρά προς νότο, οι βασικότεροι πετρογραφικοί τύποι που εμφανίζονται είναι διμαρμαρυγιακοί γρανίτες, λευκογρανίτες, βιοτιτικοί γρανοδιορίτες και κεροστιλβικοί βιοτιτικοί γρανοδιορίτες (Σολδάτος et al. 1977). Εκτός αυτού, εντοπίζονται μικρές εμφανίσεις τοναλιτών. Εγκλείσματα χαλαζιακών διοριτών είναι συχνά στους γρανοδιορίτες και στους τοναλίτες, ενώ πορφυριτικοί γρανοδιορίτες εμφανίζονται ως μικρές φλέβες που κόβουν τους βιοτιτικούς γρανοδιορίτες. Τα ορυκτά που περιέχονται στα πετρώματα του πλουτωνίτη είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, μοσχοβίτης, επίδοτο, τιτανίτης, αλλανίτης, απατίτης, ζιρκόνιο, χλωρίτης, μαγνητίτης και ιλμενίτης (Christofides et al. 1998b). Όσον αφορά τη χημεία τους τα πετρώματα της Σιθωνίας είναι ασβεσταλκαλικά. Συγκεκριμένα, οι τοναλίτες και οι κεροστιλβικοί γρανοδιορίτες είναι ελαφρώς μεταργιλικοί, ενώ οι βιοτιτικοί γρανοδιορίτες, οι διμαρμαρυγιακοί γρανίτες και οι λευκογρανίτες είναι ελαφρά υπεραργιλικοί (Christofides et al. 1990a). Η γένεση του πλουτωνίτη της Σιθωνίας έγινε σε καθεστώς πριν από τη σύγκρουση των πλακών και υποδηλώνει γένεση μάγματος που συνδέεται με κατάδυση πλάκας. Αυτό τεκμηριώνεται από το γεγονός ότι τα μάγματα που θεωρούνται ως βασικά ακραία μέλη για την πετρολογική εξέλιξη του πλουτωνίτη δείχνουν τυπικά χαρακτηριστικά τηγμάτων που σχηματίσθηκαν από μετασωματωμένη από ρευστά σφήνα μανδύα, εμπλουτισμένα σε ασυμβίβαστα στοιχεία τα οποία 28

43 απελευθερώθηκαν από την καταδυόμενη ωκεάνια πλάκα. (Christofides et al. 2007) Πλουτωνίτης Μαρώνειας Ο πλουτωνίτης της Μαρώνειας εμφανίζεται στην περιοχή της νοτιοδυτικής Θράκης και συγκεκριμένα 30 km νότια της Κομοτηνής. Έχει έκταση 6 km 2 και διεισδύει στο μεταμορφωμένο υπόβαθρο της Περιροδοπικής ζώνης (Δορυφόρου 1990, Παπαδοπούλου 2003). Διακρίνεται στις εξής ομάδες με τους αντίστοιχους πετρογραφικούς τύπους (Παπαδοπούλου 2003): α) Βασική ομάδα. Αποτελείται από αδρόκοκκους γάββρους οι οποίοι παρουσιάζουν τον τυπικό γρανιτικό ιστό. β) Ενδιάμεση ομάδα. Τα πετρώματα της ομάδας αυτής είναι μονζονίτες, χαλαζιακούς μονζονίτες, μονζογάββροους και χαλαζιακούς μονζογάββρους. γ) Όξινη ομάδα. Τα πετρώματα που ανήκουν στην ομάδα αυτή είναι γρανίτες, απλιτικές φλέβες και πορφυριτικοί μικρο γρανίτες και εμφανίζονται ως διεισδύσεις με τη μορφή φλεβών πάχους από 50 cm ως μερικά μέτρα. Τα ορυκτά που αποτελούν τα πετρώματα του πλουτωνίτη της Μαρώνειας είναι ορθοπυρόξενος, κλινοπυρόξενος, κεροστίλβη, βιοτίτης, άστριοι, ολιβίνης, μαγνητίτης, ιλμενίτης, απατίτης και ζιρκόνιο. Όσον αφορά τη χημεία τους, τα πετρώματα της βασικής ομάδας είναι υψηλού Κ ασβεσταλκαλικά, αυτά της ενδιάμεσης ομάδας είναι σωσσονιτικά και αυτά της όξινης είναι υψηλού-κ. Ο πλουτωνίτης της Μαρώνειας είναι αποτέλεσμα του τριτογενούς μαγματισμού που έλαβε χώρα στην Περιροδοπική ζώνη και στη μάζα της Ροδόπης. Tα γεωχημικά χαρακτηριστικά του πλουτωνίτη συνδέονται με ζώνες κατάδυσης ωκεάνιας πλάκας κάτω από ηπειρωτική. Με τη μέθοδο Rb Sr σε ολικό πέτρωμα και σε βιοτίτη ο πλουτωνίτης έδωσε ηλικία Ολιγοκαίνου (29 Ma) (Παπαδοπούλου 2003, Papadopoulou et al. 2004) Πλουτωνίτες Τρεις Βρύσες Χαλάσματα - Κασσιτερά Πρόκειται για μικρά πλουτωνικά σώματα με επιμηκυσμένη μορφή, που εμφανίζονται κατά μήκος μιας ζώνης διάρρηξης με διεύθυνση ΒΑ-ΝΔ και παρουσιάζουν παρόμοιους πετρογραφικούς χαρακτήρες (Del Moro et al. 1988, Eleftheriadis et al. 1989b, Mavroudchiev et al. 1993). Τα πετρώματα των πλουτωνιτών ταξινομούνται ως χαλαζιακοί γάββροι, χαλαζιακοί 29

44 διορίτες, χαλαζιακοί μονζογάββροι/μονζοδιορίτες, τοναλίτες και γρανοδιορίτες (Christofides et al. 1998a). Κύριος πετρογραφικός τύπος των παραπάνω πλουτωνιτών είναι ο χαλαζιακός μονζονίτης. Ορυκτολογικά αποτελούνται από αστρίους, χαλαζία, αμφιβόλους, πυροξένους και βιοτίτη. Η ηλικία τους σύμφωνα με τους Del Moro et al. (1988), έχει υπολογιστεί στα Ma. Χημικά έχουν χαρακτηριστικά ασβεσταλκαλικών έως υψηλού Κ ασβεσταλκαλικών πετρωμάτων. Το γεωτεκτονικό περιβάλλον στο οποίο σχηματίστηκαν οι πλουτωνίτες αυτοί είναι παρόμοιο με αυτό των υπόλοιπων τριτογενών πλουτωνιτών της περιοχής Πλουτωνίτης Μονοπήγαδου Ανήκει στην υποζώνη Παιονίας της ζώνης Αξιού και διεισδύει σε ασβεστολίθους του Κιμμεριδίου-Τιθωνίου. Είναι Άνω Ιουρασικής ηλικίας (Ricou 1965, Mussallam & Jung 1986, Michard et al. 1998, Koroneos et al. 2001, Kostopoulos et al. 2001, Himmerkus et al. 2009, Koroneos 2009, Meinhold et al. 2009). Θεωρείται γρανίτης που διείσδυσε σε περιβάλλον ηφαιστειακού τόξου με τήξη ενός ετερογενούς σύστασης φλοιού (Michard et al. 1998, Koroneos 2009). Ορυκτολογικά αποτελείται από χαλαζία, αστρίους, βιοτίτη, μοσχοβίτη, ζιρκόνιο, μοναζίτη, απατίτη, τιτανίτη, σιδηροπυρίτη, σερικίτη και ιλμενίτη. Οι πετρογραφικοί τύποι που απαντώνται είναι βιοτιτικοί γρανοδιορίτες, βιοτιτικοί γρανίτες, λευκογρανίτες και απλίτες. Οι βιοτιτικοί γρανοδιορίτες είναι λεπτόκοκκοι έως αδρόκοκκοι και οι βιοτιτικοί γρανίτες αδρόκοκκοι έως μεσόκοκκοι Χημικά είναι υπεραργιλικά, υψηλού-κ ασβεσταλκαλικά πετρώματα (Koroneos 2009). Παρουσιάζει χαρακτήρες κυρίως Ι-τύπου γρανιτών, αν και υπάρχουν ορισμένα χαρακτηριστικά S-τύπου (Christofides et al. 2000a) Πλουτωνίτης Φανού Διεισδύει με διεύθυνση Β-Ν στους γάββρους των οφειολίθων της Γευγελήςς της ζώνης Αξιού και στα μαγματικά λατυποπαγή. Οι πετρογραφικοί τύποι που απαντώνται είναι: απλιτικός γρανίτης, γρανίτης και μικρογρανίτης, με το γρανίτη να αποτελεί τον επικρατέστερο (Christofides et al. 1990b). Ο γρανίτης του Φανού είναι λευκοκρατικό και μεσόκοκκο έως αδρόκοκκο πέτρωμα με ελαφρώς κοκκινωπό χρώμα. Ο 30

45 απλιτικός γρανίτης περιορίζεται κυρίως στη δυτική περιφέρεια του πλουτωνίτη, ενώ οι εμφανίσεις του μικρογρανίτη είναι περιορισμένες. Τα κύρια πετρογενετικά ορυκτά είναι χαλαζίας, άστριοι και βιοτίτης, ενώ επουσιωδώς εμφανίζεται απατίτης, ζιρκόνιο, αλλανίτης και τιτανίτης (Soldatos et al. 1993). H ηλικία του γρανίτη του Φανού είναι Α. Ιουρασική (Borsi et al. 1966, Marakis 1969, Spray et al. 1984, Anders et al. 2005). Οι Michard et al. (1988) και Christofides et al. (1990b) θεωρούν για το γρανίτη του Φανού όπως και για το γρανίτη του Μονοπήγαδου ότι σχηματίστηκαν σε ένα γεωτεκτονικό περιβάλλον νησιωτικού τόξου κατά το Α. Ιουρασικό με επιδράσεις από μια εμπλουτισμένη μανδυακή σφήνα. Σχετικά με την προέλευση του μάγματος του πλουτωνίτη του Φανού έχουν διατυπωθεί διάφορες απόψεις. Ο Bebien (1982) υποστηρίζει ότι μάγματα με υψηλή περιεκτικότητα σε κάλιο δεν μπορεί να αποτελέσουν προϊόντα μαγματικής διαφοροποίησης θολεϊτικών μαγμάτων, ενώ οι Platevoet & Bebien (1992) θεωρούν ότι ο γρανίτης του Φανού έχει διττή προέλευση, δηλαδή προήλθε από διαφοροποίηση θολεϊτικού μάγματος και από ανάτηξη φλοιού. Οι Christofides et al. (1990b), μελετώντας τη γεωχημεία του τον κατατάσσουν στους υπεραργιλικούς με ασβεσταλκαλικού τύπου χαρακτηριστικά γρανίτες. Οι Sidiropoulos & Dimitriadis (1989) θεωρούν ότι ο γρανίτης του Φανού προήλθε από εκτεταμένη τήξη ηπειρωτικού φλοιού. Οι Christofides et al. (1990b) και Soldatos et al. (1993) ορίζουν σαν πηγή προέλευσης του μάγματος χαλαζιοδιοριτικά πετρώματα του φλοιού. Γενικά, παρουσιάζει χαρακτήρες κυρίως Ι- τύπου γρανιτών, αν και υπάρχουν ορισμένα χαρακτηριστικά γρανιτών τύπου -S (Christofides et al. 2000a, Saric et al. 2009). Συνδέεται επίσης με μεταλλοφορία μολυβδαινίτη κυρίως κατά το μήκος της δυτικής επαφής του με το οφειολιθικό σύμπλεγμα (Paraskevopoulos 1958, Ανδρονόπουλος 1965, Τσαμαντουρίδης & Περγάμαλης 1977). Τέλος, σύμφωνα με τους Zachariadou & Dimitriadis (1995), ο γρανίτης του Φανού είναι πιθανό να τοποθετήθηκε σε εκτατικά ανοίγματα κατά μήκος δεξιόστροφων ρηγμάτων οριζόντιας μετατόπισης που σχηματιζόταν σε μια λεκάνη πίσω από το τόξο και πάνω από μια ζώνη υποβύθισης. 31

46 Πλουτωνίτης Βαρνούντα Ο πλουτωνίτης του Βαρνούντα βρίσκεται στο ΒΔ άκρο του Νομού Φλώρινας στο όρος Βαρνούς. Καταλαμβάνει ένα μεγάλο τμήμα της βόρειας Πελαγονικής ζώνης. Το δυτικό τμήμα του πλουτωνίτη έχει μελετηθεί από τον Κατερινόπουλο (1982), ενώ το ανατολικό από τον Κορωναίο (1991). Ο γρανιτικός όγκος του Βαρνούντα διεισδύει στο μεταμορφωμένο υπόβαθρο της Πελαγονικής ζώνης με αποτέλεσμα τη δημιουργία κερατιτών λόγω μεταμόρφωσης από επαφή. Επίσης, συχνά εντοπίζονται τμήματα του υποβάθρου μέσα στον πλουτωνίτη. Οι κύριοι πετρογραφικοί τύποι του πλουτωνίτη είναι χαλαζιακοί μονζονίτες, γρανίτες, λευκογρανίτες, μονζονίτες και μονζοδιορίτες, ενώ ορυκτολογικά χαρακτηρίζεται κυρίως από την παρουσία χαλαζία, αστρίων, βιοτίτη, αμφιβόλων, απατίτη, τιτανίτη, επίδοτου, αλλανίτη, ζιρκονίου και μαγνητίτη. Σε αρκετά σημεία του πλουτωνίτη εντοπίζονται πράσινοι οφθαλμοειδείς και στικτοί γνεύσιοι, οι οποίοι θεωρούνται γνευσιωμένα τμήματά του. Τα πετρώματα του Βαρνούντα είναι ασβεσταλκαλικά και η ηλικία τους είναι Ερκύνεια (297±5Ma) (Κορωναίος 1991). Σύμφωνα με παρατηρήσεις υπαίθρου και γεωχημικά δεδομένα, οι διάφοροι πετρογραφικοί τύποι του πλουτωνίτη του Α. Βαρνούντα προέρχονται από τη δημιουργία διαδοχικών τηγμάτων κατά την κλασματική κρυστάλλωση ενός αρχικού τήγματος μονζοδιοριτικής σύστασης χωρίς τη συμμετοχή φλοιού. Ο πλουτωνίτης συνδέεται με γεωτεκτονικό περιβάλλον κατάδυσης ωκεάνιας πλάκας κάτω από ηπειρωτική (ηφαιστειακό τόξο) (Κορωναίος 1991) Πλουτωνίτης Καστοριάς Κατέχει την κεντρική μάζα της οροσειράς του Βέρνου, προεκτείνεται και ενώνεται με τον πλουτωνικό όγκο του Βαρνούντα και συνεχίζεται στην Π.Γ.Δ.Μ. (Κατερινόπουλος 1982, Μουντράκης 1983). Παρουσιάζει ελαφρά πρασινωπό χρώμα και ο ιστός του είναι πορφυροειδής. Ανάλογα με την ένταση της σχιστοποίησής του έχει μεταβληθεί σε γνευσιακό πλουτωνίτη ή οφθαλμοειδή γνεύσιο. Τα πετρώματα που συνιστούν τον πλουτωνίτη της Καστοριάς είναι βιοτιτικοί-κεροστιλβικοί γρανίτες έως γρανοδιορίτες 32

47 (Γρηγοριάδου et al. 2003). Τα ορυκτά του συστατικά είναι άστριοι, χαλαζίας, κεροστίλβη, βιοτίτης, τιτανίτης, απατίτης, ζιρκόνιο, μαγνητίτης, αλλανίτης, ενώ εμφανίζονται επίδοτο, ακτινόλιθος, χλωρίτης και σερικίτης ως δευτερογενή ορυκτά. Η ηλικία του υπολογίστηκε στα 300 Ma περίπου (Mountrakis 1984) Πλουτωνίτης του όρους Βόρα Τα Ερκύνιας ηλικίας γρανιτικά πετρώματα του δυτικού Βόρα διεισδύουν στο παλαιοζωικό υπόβαθρο της Πελαγονικής (Christophides & Mountrakis 1978, Αυγερινάς et al. 2001). Οι πετρογραφικοί τύποι που απαντώνται είναι κεροστιλβικοί-βιοτιτικοί γρανοδιορίτες έως γρανίτες, βιοτιτικοί γρανίτες, εγκλείσματα μονζονιτικής έως μονζοδιοριτικής σύστασης και λευκογρανίτες. Τα γεωλογικά, ορυκτολογικά και γεωχημικά στοιχεία δείχνουν ότι οι τρεις πρώτοι πετρογραφικοί τύποι είναι αποτέλεσμα μίξης-κλασματικής κρυστάλλωσης δύο σταδίων, ενώ οι λευκογρανίτες αποτελούν ξεχωριστή διείσδυση. Οι κεροστιλβικοί-βιοτιτικοί γρανοδιορίτες και οι βιοτιτικοί γρανίτες καταλαμβάνουν τη μεγαλύτερη έκταση, έχουν λευκόγκριζο χρώμα και πορφυροειδή ιστό με μεγακρυστάλλους Κ-αστρίων. Τα ορυκτά που απαντώνται είναι: χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, τιτανίτης, απατίτης, αλλανίτης, ζιρκόνιο, ενώ ως δευτερογενή επίδοτο, ακτινόλιθος, χλωρίτης, λευκός μαρμαρυγίας και γρανάτης. Οι λευκογρανίτες είναι μέσο- έως αδρόκκοκα πετρώματα με πολύ λίγα φεμικά συστατικά και διεισδύουν με τη μορφή φλεβών στους προηγούμενους πετρογραφικούς τύπους. Τα γρανιτικά πετρώματα του Βόρα εμφανίζουν ασβεσταλκαλικό χαρακτήρα και συνδέονται με γεωτεκτονικό περιβάλλον ηφαιστειακού τόξου (Αυγερινάς et al. 2004) Πλουτωνίτης Καστανιάς Ο πλουτωνίτης της Καστανιάς διεισδύει στο μεταμορφωμένο προαλπικό υπόβαθρο της περιοχής που αποτελείται από ορθογνευσίους, μαρμαρυγιακούς σχιστολίθους, μάρμαρα, μεταγάββρους και μεταδιαβάσες. Διακρίνονται δύο πετρογραφικοί τύποι, ένας αδρόκοκκος και ένας λεπτόκοκκος έως μεσόκοκκος, που ταξινομούνται από γρανίτες έως γρανοδιορίτες (Koroneos et al. 2000). Ο αδρόκοκκος τύπος διαφέρει ορυκτολογικά ως προς τον πιο λεπτόκοκκο στο ότι ο πρώτος είναι 33

48 πλουσιότερος σε βιοτίτη, ο δε δεύτερος πλουσιότερος σε μοσχοβίτη και γρανάτη. Τα κύρια ορυκτολογικά του συστατικά είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, μοσχοβίτης, τιτανίτης, γρανάτης, αλλανίτης, απατίτης, ζιρκόνιο και μαγνητίτης και ως δευτερογενή επίδοτο, ζοϊσίτης και σερικίτης. Έχει ασβεσταλκαλικό χαρακτήρα, και βάση του λόγου Α/CNK τα πετρώματά του χαρακτηρίζονται υπεραργιλικά. Το γεωτεκτονικό περιβάλλον με το οποίο συνδέεται ο πλουτωνίτης της Καστανιάς είναι ηφαιστειακό τόξο πριν ή μετά τη σύγκρουση των πλακών. Σχετικά με την πηγή προέλευσης του μάγματος που έδωσε τον πλουτωνίτη, αυτή καθορίζεται περισσότερο ως Ι- τύπου, παρά τύπου S (Τσούτσικα 1999) Πλουτωνίτης Δεσκάτης Αποτελείται από γρανίτες και γρανοδιορίτες, που συχνά μετατρέπονται σε γνευσίους και μυλονίτες (Sfeikos & Frisch 1993). Διεισδύουν σε αμφιβολίτες και αμφιβολιτικούς σχιστολίθους (Kilias & Mountrakis 1989, Katerinopoulos et al. 1994, Katerinopoulos et al. 1996). Το γεωτεκτονικό περιβάλλον γένεσης του μάγματος είναι καταβύθιση ωκεάνιας λιθόσφαιρας κάτω από ηφαιστειακό τόξο ή ηπειρωτικό περιθώριο, με μεγάλη συμμετοχή ηπειρωτικού φλοιού στη σύσταση του αρχικού μάγματος. Τα πετρώματα του πλουτωνίτη της Δεσκάτης αποτελούνται από χαλαζία, αστρίους, μοσχοβίτη, βιοτίτη, τιτανίτη, ζιρκόνιο, γρανάτη, απατίτη, επίδοτο και σπινέλιο. Γεωχημικά θεωρούνται ως υπεραργιλικοί γρανίτες και χαρακτηρίζονται ως γρανίτες τύπου S (Katerinopoulos et al. 1994). Η ηλικία του υπολογίστηκε στα 699 ± 7 Ma με ραδιοχρονολόγηση σε ζιρκόνια με τη μέθοδο U-Pb (Αnders et al. 2006) Πλουτωνίτης Πάρου Ο πλουτωνίτης της Πάρου είναι ένας S-τύπου λεπτο- έως μεσόκοκκος διμαρμαρυγιακός (μοσχοβιτικός-βιοτιτικός) γρανίτης. Εμφανίζεται κυρίως στο ΒΔ τμήμα του νησιού, ενώ μικρότερες εμφανίσεις υπάρχουν στο Δ του τμήμα. Τα ορυκτά που τον αποτελούν είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, μοσχοβίτης, χλωρίτης, απατίτης, ζιρκόνιο, αλλανίτης, μαγνητίτης και ιλμενίτης. Θεωρείται ότι είναι Μειοκαινικής ηλικίας (Durr et al. 1978), ενώ οι Altherrr et al. (1982) αναφέρουν ηλικίες Ma που υπολογίστηκαν με K-Ar σε βιοτίτη. Σύμφωνα με τους Gautier et al. 34

49 (1993), οι γρανιτικές αυτές διεισδύσεις υπαινίσσονται την ύπαρξη ενός μεγαλύτερου μαγματικού σώματος σε μεγαλύτερο βάθος Πλουτωνίτης Νάξου Στη Νάξο εντοπίζονται δυο πλουτωνικά σώματα. Ένα δυτικά, το οποίο καταλαμβάνει το μεγαλύτερο μέρος του δυτικού τμήματος του νησιού και ένα μικρότερο στο βόρειο και κεντρικό του τμήμα. Το πλουτωνικό σώμα στα δυτικά του νησιού αποτελείται κυρίως από ένα μεσόκοκκο έως αδρόκοκκο βιοτιτικό γρανοδιορίτη που τοπικά είναι πορφυροειδής (Pe-Piper et al. 1997). Τα ορυκτά από τα οποία αποτελείται είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, ζιρκόνιο, απατίτης, τιτανίτης και αδιαφανή ορυκτά (Keay et al. 2001). Ο πλουτωνίτης αυτός θεωρείται Ι-τύπου, συνδέεται με περιβάλλον ηφαιστειακού τόξου και είναι ασβεσταλκαλικός με ελαφρά υπεραργιλικό χημικό χαρακτήρα (Pe-Piper et al. 1997). Σχετικά με την ηλικία του πλουτωνίτη, οι Wijbrans & McDougall (1986) με ραδιοχρονολόγηση σε κεροστίλβη και βιοτίτη με K-Ar υπολόγισαν ηλικία 12,2-13,6 και 11,2-11,4 Ma αντίστοιχα, ενώ οι Pe-Piper et al. (1997) χρονολογώντας βιοτίτη με K-Ar υπολόγισαν παρόμοια ηλικία (12,3 Ma). Επίσης, οι Henjes-Kunst et al. (1988), υπολόγισαν ηλικία 11,4 Ma με U-Pb σε ζιρκόνιο. Το γεωτεκτονικό περιβάλλον τοποθέτησης του γρανίτη θεωρείται ηφαιστειακού τόξου (Pe-Piper et al. 1997). Το πλουτωνικό σώμα στο βόρειο και κεντρικό τμήμα του νησιού αποτελείται κυρίως από ένα λεπτόκοκκο διμαρμαρυγιακό γρανίτη, που συνίσταται από χαλαζία, αστρίους, βιοτίτη, μοσχοβίτη, απατίτη, ζιρκόνιο, μαγνητίτη, ιλμενίτη και αλλανίτη (Altherrr et al. 1982). Ο πλουτωνίτης αυτός θεωρείται S- τύπου και είναι ασβεσταλκαλικός με υπεραργιλικό χαρακτήρα (Buick 1991). Σύμφωνα με τους Pe-Piper & Piper (2002), προέκυψε από τήξη του Ερκύνιου υποβάθρου που αποτελείται από ορθογνευσίους και σιλλιμανιτικούς σχιστολίθους. Η ηλικία του πλουτωνίτη του βόρειου τμήματος υπολογίστηκε με K-Ar σε βιοτίτη στα 10,1 Ma (Pe- Piper et al. 1997). Τέλος, οι Pe-Piper et al. (1997) και Stouraiti et al. (2010), θεωρούν ότι τοποθετήθηκε σε περιβάλλον σύγκλισης. 35

50 Πλουτωνίτες Μυκόνου-Δήλου Οι πλουτωνίτες της Μυκόνου και της Δήλου καλύπτουν το μεγαλύτερο μέρος της επιφάνειας των αντίστοιχων νησιών. Ο κύριος πετρογραφικός τύπος που εμφανίζεται και στα δυο νησιά είναι ο πορφυροειδής βιοτιτικός γρανοδιορίτης. Στη Μύκονο υπάρχει και μια εμφάνιση κεροστιλβικού-βιοτιτικού γρανοδιορίτη, ενώ στη Δήλο, υπάρχει χαλαζιακός μονζονίτης και μικρές εμφανίσεις χαλαζιακού διορίτη και τοναλίτη (Pe-Piper et al. 2002). Όλοι οι πετρογραφικοί θεωρούνται Ι- τύπου μεταργιλικοί γρανίτες με ασβεσταλκαλικό χημικό χαρακτήρα, που διείσδυσαν σε περιβάλλον ηφαιστειακού τόξου, με σημαντική συμμετοχή του μανδύα ως πηγή του μάγματος (Pe-Piper & Piper 2002). Η δράση υδροθερμικών διαλυμάτων χαμηλής θερμοκρασίας έχει προκαλέσει τοπικά χλωριτίωση των σιδηρομαγνησιούχων ορυκτών. Ραδιοχρονολόγηση με K- Ar σε βιοτίτη από το γρανοδιορίτη έδωσε ηλικία 10 ± 3 Ma (Durr et al. 1978), ενώ με U-Pb σε ζιρκόνιο έδωσε ηλικία Ma (Henjes-Kunst et al. 1988). Τέλος, σύμφωνα με τους Pe-Piper et al. (2002), ο πλουτωνίτης της Μυκόνου και της Δήλου χρονολογείται στα Ma. Οι πλουτωνίτες της Μυκόνου, Δήλου και Νάξου, παρουσιάζουν παρόμοια χαρακτηριστικά (Altherrr et al. 1988, Stouraiti et al. 2010) Πλουτωνίτης Τήνου Εντοπίζεται στα ΝΑ του νησιού και διεισδύει τόσο στην ανώτερη τεκτονική σειρά του νησιού, που αποτελείται από μεταμορφωμένους οφειολίθους, όσο και στην κατώτερη, που αποτελείται από ορθογνευσίους, μεταβασίτες, μεταπηλίτες, σχιστολίθους και μάρμαρα (Altherrr et al. 1982). Κύριος πετρογραφικός τύπος του πλουτωνίτη είναι ένας μεσόκοκκος βιοτιτικός γρανοδιορίτης, ενώ περιφερειακά απαντώνται μικρές εμφανίσεις ενός έντονα αποσαθρωμένου λεπτόκοκκου έως αδρόκοκκου λευκογρανίτη (Μάστρακας 2006). Ο γρανοδιορίτης θεωρείται Ι-τύπου, ενώ ο λευκογρανίτης S- τύπου (Altrherr et al. 1982, Altrherr et al. 1988). Βάση της χημικής τους σύστασης τα πετρώματα ανήκουν στην ασβεσταλκαλική σειρά. Ο γρανοδιορίτης είναι μεταργιλικός, ενώ ο λευκογρανίτης υπεραργιλικός (Μάστρακας 2006). Τα ορυκτά των πετρωμάτων του πλουτωνίτη είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, ζιρκόνιο, απατίτης, τιτανίτης, αλλανίτης, χλωρίτης και μεταλλικά ορυκτά. 36

51 Ραδιοχρονολόγηση με Rb/Sr και K/Ar σε βιοτίτη και κεροστίλβη έδωσαν ηλικίες 14,0 14,3 Ma και 17 Ma αντίστοιχα (Altrherr et al. 1982). Οι Henjes-Kunst et al. (1988), με βάση δεδομένα από αναλύσεις ουρανιοθορίτη αναφέρουν ένα επεισόδιο απώλειας Th στα 11 Ma και προσδιόρισαν ηλικία ζιρκονίου Ma. Σχετικά με το γεωτεκτονικό περιβάλλον στο οποίο διείσδυσε ο πλουτωνίτης, ο Μάστρακας (2006) και οι Stouraiti et al. (2010) καταλήγουν στο ότι ο γρανοδιορίτης διεισδύσει σε περιβάλλον συμπίεσης, ενώ ο λευκογρανίτης σε περιβάλλον εφελκυσμού. Ειδικότερα, για το γρανοδιορίτη συμπεραίνεται περιβάλλον ηφαιστειακού τόξου, ενώ για το λευκογρανίτη περιβάλλον σύγκρουσης πλακών Πλουτωνίτης Λαυρίου Τα μαγματικά πετρώματα του Λαυρίου αντιπροσωπεύουν τη βορειοδυτικότερη εμφάνιση των Μειοκαινικών διεισδύσεων στην Αττικοκυκλαδική Μάζα. Οι Altherrr et al. (1982) υπολόγισαν ηλικία 8.27±0.11 Ma με K Ar σε βιοτίτη. Η διείσδυση του πλουτωνίτη προκάλεσε φαινόμενα μεταμόρφωσης επαφής στους σχιστολίθους της Καισαριανής (Baltatzis 1981). Ο κύριος πετρογραφικός τύπος είναι βιοτιτικός γρανοδιορίτης και τα ορυκτά του πλουτωνίτη είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, απατίτης, ζιρκόνιο, χλωρίτης, ακτινόλιθος και επίδοτο και μαγνητίτης. Μεγάλο τμήμα του πλουτωνίτη παρουσιάζεται επηρεασμένο από τη δράση υδροθερμικών διαλυμάτων. Ειδικότερα, παρατηρούνται φαινόμενα σερικιτικής και πυριτικής εξαλλοίωσης. Ο γρανοδιορίτης του Λαυρίου είναι Ι-τύπου γρανίτης, μεταργιλικός μέχρι υπεραργιλικός. Το γεωτεκτονικό περιβάλλον στο οποίο τοποθετήθηκε ο πλουτωνίτης είναι ηφαιστειακό τόξο (Skarpelis et al. 2008). Το μάγμα που έδωσε τον πλουτωνίτη προέκυψε από μίξη βασικού μάγματος από τήξη μανδύα και όξινου μάγματος από τήξη φλοιού και η εξέλιξή του έγινε με μηχανισμούς αφομοίωσης και κλασματικής κρυστάλλωσης (Altherrr et al. 1988, Altherrr & Siebel 2002, Pe-Piper 2000, Stouraiti et al. 2010) Πλουτωνίτης Σερίφου Εντοπίζεται στο ΝΑ τμήμα του νησιού. Διεισδύει σε ακολουθία μαρμάρων και σχιστολίθων, δημιουργώντας φαινόμενα επαφής. Οι 37

52 πετρογραφικοί τύποι που απαντώνται είναι ένας αδρόκοκκος πορφυροειδής κεροστιλβικός-βιοτιτικός γρανοδιορίτης και ένας λεπτόκοκκος κεροστιλβικός-βιοτιτικός γρανίτης. Τα ορυκτά τους συστατικά είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, κεροστίλβη, τιτανίτης, αλλανίτης και μεταλλικά ορυκτά. Το γεωτεκτονικό περιβάλλον με το οποίο συνδέεται είναι ηφαιστειακό τόξο. Ραδιοχρονολόγηση με K-Ar σε κεροστίλβη έδωσε ηλικία 8,5-9,5 Ma, ενώ K-Ar και Rb-Sr σε βιοτίτη από 8,0 έως 8,7 Ma. Οι Henjes- Kunst et al με ραδιοχρονολόγηση σε ζιρκόνιο και ουρανιοθορίτη έδωσαν ηλικία 8,5-8,8 Ma. Παρουσιάζει ασβεσταλκαλικό μεταργιλικό χημικό χαρακτήρα και θεωρείται γρανίτης τύπου -Ι (Pe-Piper et al. 2002, Κολαΐτη 2007) και παρουσιάζει πολλές ομοιότητες με τον πλουτωνίτη του Λαυρίου (Altherrr et al. 1988, Stouraiti et al. 2010). Επίσης στη Σέριφο, περιφερειακά του γρανοδιορίτη έχει αναφερθεί η ύπαρξη και ενός δεύτερου πλουτωνίτη που χαρακτηρίζεται ως γρανίτης τύπου S. Ο τελευταίος εμφανίζεται έντονα παραμορφωμένος, ώστε να χαρακτηρίζεται ως μυλωνιτικός ορθογνεύσιος (Iglseder et al. 2009) Πλουτωνίτης Ικαρίας Στο νησί εμφανίζονται δυο πλουτωνικά σώματα με διαφορετική ηλικία και χαρακτηριστικά. Το πρώτο σώμα βρίσκεται στο δυτικό τμήμα του νησιού και το δεύτερο στο νότιο και κεντρικό. Το δυτικό τμήμα του νησιού συνίσταται από έναν κατακλαστικό λευκογρανίτη. Το δυτικό τμήμα δίνει ηλικίες K/Ar και Rb/Sr Ma, ενώ οι πιο αξιόπιστες ηλικίες για το νοτιοανατολικό γρανίτη είναι Ma (Durr et al. 1978, Altherrr et al. 1982). Η επαφή του ανώτερου τμήματός του με το φυλλίτη της Μεσσαριάς αποτελεί μια ζώνη αποκόλλησης διεύθυνσης ΒΒΑ-ΝΝΔ που διασχίζει το νησί (Ρήγμα Ικαρίας) (Ηλιόπουλος 2005). Ο γρανίτης της δυτικής Ικαρίας καταλαμβάνει έκταση περίπου 140 χμ 2, σχεδόν το μισό της συνολικής έκτασης του νησιού. Σύμφωνα με τους Altherrr et al., (1982), κατατάσσεται στους Ι- τύπου γρανίτες. Είναι ασβεσταλκαλικός και παρουσιάζει μέτρια υπεραργιλικό χημικό χαρακτήρα. Ο κύριος πετρογραφικός τύπος του πλουτωνίτη είναι βιοτιτικός γρανίτης, ενώ τα ορυκτά του πλουτωνίτη είναι χαλαζίας, άστριοι, βιοτίτης, τιτανίτης, ζιρκόνιο, απατίτης, αλλανίτης και γρανάτης. Η τεκτονική καταπόνηση είναι 38

53 εμφανής στο μεγαλύτερο μέρος του πλουτωνίτη, ο οποίος σύμφωνα με τους Παπανικολάου et al. (1991) και Βέκιο (1999), χωρίζεται σε τρία τμήματα ανάλογα με το βαθμό της παραμόρφωσης και της τεκτονικής καταπόνησης που έχει υποστεί. Οι Altherr et al. (1982), με ραδιοχρονολόγηση σε κεροστίλβη με K-Ar υπολόγισαν ηλικία Κ. Μειοκαίνου (22,7 ± 0,1 Ma). Στο νότιο τμήμα του νησιού και συγκεκριμένα κοντά στο χωριό Ξυλοσύρτης διεισδύει ο ομώνυμος πλουτωνίτης σε ένα σύστημα γνευσιακών πετρωμάτων. Καταλαμβάνει έκταση περίπου 5 χμ 2 και έχει φακοειδές σχήμα με τον επιμήκη άξονα σε ΒΑ διεύθυνση (Βέκιος 1999). Είναι ένας μεσόκοκκος διμαρμαρυγιακός (βιοτιτικός-μοσχοβιτικός) γρανίτης που αποτελείται από χαλαζία, αστρίους, μοσχοβίτη, βιοτίτη, απατίτη, ζιρκόνιο και μαγνητίτη. Οι Altherr et al. (1982) τον κατατάσσουν στους S τύπου γρανίτες. Γεωχρονολόγησή του με Rb-Sr σε ολικό πέτρωμα έδωσε ηλικία διείσδυσης 18,1Ma (Α. Μειόκαινο). Το γεωτεκτονικό περιβάλλον και των δύο πλουτωνικών διεισδύσεων θεωρείται παρόμοιο με αυτό των αντίστοιχων πλουτωνιτών (Ι- και S- τύπου) των υπόλοιπων νησιών (Stouraiti et al. 2010) Ορυκτολογία, γεωχημεία και πετρογραφία των εξεταζόμενων δειγμάτων Στο κεφάλαιο αυτό, θα δοθούν οι πετρογραφικοί τύποι και θα γίνει περιγραφή της χημικής και ορυκτολογικής σύστασης των δειγμάτων που εξετάζονται. Η πετρογραφική ταξινόμηση των δειγμάτων της διατριβής έγινε με βάση το διάγραμμα Q -ANOR των Streckeisen & Le Maitre (1979) και παρουσιάζεται στον πίνακα 2.4. Για να γίνει η προβολή των δειγμάτων σε αυτό το διάγραμμα, πρώτα υπολογίστηκε η δυνητική τους ορυκτολογική σύσταση με βάση τις χημικές τους αναλύσεις. Αυτό έγινε με χρήση του λογισμικού GCD (GeoChemical Data) kit των Janousek et al (2008) υπολογίζοντας τη CIPW norm. Τα αποτελέσματα που προέκυψαν, συγκρίθηκαν με τα αντίστοιχα εμβαδομετρήσεων που έγιναν σε αντιπροσωπευτικά δείγματα για τουλάχιστον σημεία καθώς και με τα ήδη υπάρχοντα από τα δείγματα που μελετήθηκαν από προηγούμενους ερευνητές. Τα αποτελέσματα της δυνητικής ορυκτολογικής 39

54 σύστασης βρίσκονται σε αρκετά καλή συμφωνία με αυτά της πραγματικής (modal). Με βάση τις χημικές αναλύσεις, υπολογίστηκαν και κάποιες άλλες παράμετροι που επιτρέπουν την ταξινόμηση των πετρωμάτων που εξετάζονται σε υπεραργιλικά, μεταργιλικά και υπεραλκαλικά. Υπολογίστηκε επίσης ο αλκαλικός χαρακτήρας των δειγμάτων, όπως αυτός εκφράζεται με διάφορους λόγους, π.χ. οι μοριακές αναλογίες των (Na+K)/Al και CaO/(Na 2 O+K 2 O), καθώς όπως θα παρουσιαστεί στο αντίστοιχο κεφάλαιο, είναι δυνατό να σχετίζεται με τη συγκέντρωση του U και του Th στο πέτρωμα. Επίσης, υπολογίστηκε ο λόγος Κ-άστριοι/πλαγιόκλαστα (Kf/Pl), ως δείκτης διαφοροποίησης του μάγματος και ο χρωματικός δείκτης (το άθροισμα των % φεμικών ορυκτών ενός πλουτωνικού πετρώματος) οι οποίοι θα χρησιμοποιηθούν στη συνέχεια για συσχετισμούς με τις συγκεντρώσεις σε U και Th. Στον πίνακα 2.2 παρουσιάζεται ανά πλουτωνίτη η χημική σύσταση των εξεταζόμενων δειγμάτων. Τα δείγματα με αστερίσκο προέρχονται από την Καραβασίλη (2004) και τις αναφορές σ αυτήν, ενώ αυτά της Μαρώνειας από την Παπαδοπούλου (2003), του Βαρνούντα από τον Κορωναίο (1991), του Μονοπήγαδου από τον Koroneos (2009), του Φανού από τους Christofides et al. (1990b), του Παρανεστίου από τον Σκλαβούνο (1981), της Καστανιάς από την Τσούτσικα (1999) και τους Koroneos et al. (2000), της Σιθωνίας από τους Christofides et al. (2001, 2007), της Σαμοθράκης από τους Christofides et al. (2000b), των Μουριών από τους Christofides et al. (1999), της Καβάλας από τους Christofides et al. (1995) και Neiva et al. (1996) και τέλος της Αρναίας από τους Christofides et al. (2000a). Οι χημικές αναλύσεις των δειγμάτων της Δεσκάτης και της Καστοριάς προέρχονται από αδημοσίευτα στοιχεία του κ. Κορωναίου ενώ των δειγμάτων με κωδικό GAE και ΜΖ της Ξάνθης και των δειγμάτων του Αγίου Όρους από αδημοσίευτα στοιχεία του κ. Χριστοφίδη. Για όλα τα υπόλοιπα δείγματα, πραγματοποιήθηκαν νέες χημικές αναλύσεις με XRF και ICP-ES. 40

55 Πίνακας 2.2. Η χημική σύσταση (% κ.β.) σε κύρια στοιχεία των εξεταζόμενων δειγμάτων. Περιοχή Δείγμα SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O5 LOI Σύνολο Ξάνθη GAE-1 49,19 0,67 17,79 8,66-0,14 7,69 10,25 2,74 1,28 0,16 0,60 99,17 GAE-9 52,04 1,01 19,23 8,00-0,12 3,42 8,46 3,44 2,77 0,56 0,60 99,65 GAE-11 49,65 1,02 18,41 9,97-0,17 5,61 10,28 3,12 0,70 0,30 0,00 99,23 XMZ ,08 0,97 15,34 7,86-0,13 4,20 6,64 2,94 4,70 0,56 0,60 99,02 X ,48 0,56 15,82 4,76-0,10 1,75 4,24 3,41 3,71 0,17 0,80 99,80 ΝG-5* 49,89 1,03 18,03-10,99 0,20 6,92 8,47 3,01 0,37 0,27 0,15 99,33 MZ-500* 53,51 1,14 15,57 3,14 4,27 0,18 5,48 7,93 3,32 3,95 0,73 0,70 99,92 X ,07 0,60 16,27 4,63 0,09 1,76 4,33 3,56 3,71 0,17 0,60 99,79 Βαρνούντας (Κορωναίος 1991) L-13 74,35 0,09 12,85 0,36 0,30 0,05 0,08 0,60 2,19 6,85 0,03 0,33 98,08 MP-5 59,32 0,85 16,49 2,55 3,29 0,13 2,89 4,80 3,42 4,38 0,64 0,91 99,67 P-5 69,56 0,43 14,73 0,72 1,69 0,08 1,33 2,19 3,56 4,76 0,22 0,61 99,88 I-3 73,78 0,15 14,02 0,66 0,52 0,03 0,23 0,70 4,37 5,04 0,06 0,56 100,12 T-10 60,18 0,85 16,30 2,20 3,23 0,10 2,58 4,59 3,60 4,24 0,46 1,21 99,54 P-7 52,18 1,42 17,60 2,17 5,54 0,17 5,83 7,23 3,64 2,57 0,81 1,43 100,59 ΚR-9* 58,19 1,00 16,35 2,80 3,61 0,16 3,33 5,57 3,14 4,14 0,74 0,60 99,63 Μαρώνεια (Παπαδοπούλου 2003) MP-12 46,51 0,93 13,60 4,36 6,93 0,19 9,64 14,15 1,31 1,16 0,86 0,66 100,3 MP-34 55,10 1,03 16,90 3,79 4,04 0,15 4,06 7,20 2,64 3,74 0,45 0,49 99,59 MP-3 55,75 0,87 16,27 2,62 4,93 0,14 4,12 5,94 3,08 4,16 0,45 1,39 99,72 MP-6 52,10 0,95 15,25 4,19 4,47 0,15 5,41 10,48 2,49 3,31 0,51 0,70 100,01 MP-38 54,11 0,97 16,65 3,36 4,94 0,15 3,87 8,21 3,07 3,81 0,40 0,13 99,67 MP-53 53,69 1,01 14,69 4,04 3,75 0,14 5,72 8,56 2,17 5,08 0,52 0,44 99,81 MP-77 57,53 0,93 16,47 2,37 4,30 0,13 3,50 5,38 2,88 4,49 0,56 0,53 99,07 MP-90 65,73 0,49 14,62 1,79 2,10 0,06 1,89 3,46 2,36 6,12 0,22 1,67 100,51 ΜR-11* 54,38 0,91 14,91 3,39 4,59 0,14 4,96 8,87 2,49 4,15 0,57 0,12 99,48 Καστοριά PE-11 66,30 0,42 15,89 3,24-0,08 1,25 3,17 4,05 4,07 0,17 0,96 99,60 TH-5 68,76 0,31 14,47 2,24-0,06 0,98 2,30 4,52 3,83 0,12 1,33 98,92 Σιθωνία (Christofides et al. 2001, 2007) STH ,54 0,27 14,99 1,50-0,08 0,46 2,20 4,71 2,29 0,19 0,76 98,49 STH ,87 0,25 14,80 1,38-0,04 0,48 2,04 4,19 3,03 0,08 0,84 98,62 41

56 Πίνακας 2.2. (Συνέχεια). Η χημική σύσταση (% κ.β.) σε κύρια στοιχεία των εξεταζόμενων δειγμάτων. Περιοχή Δείγμα SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O5 LOI Σύνολο STH-9 66,36 0,48 16,42 3,84 0,08 0,08 0,43 4,50 4,08 2,76 0,29 0,80 100,12 STH-5* 71,77 0,29 15,34 1,73-0,02 0,55 2,25 4,63 2,70 0,09 0,64 100,01 STH-6* 67,58 0,37 16,06 2,77-0,06 1,37 3,29 4,67 2,60 0,22 1,01 100,00 STH-13* 73,85 0,10 14,96 0,58-0,01 0,14 1,37 5,22 3,42 0,02 0,33 100,00 STH-118* 70,14 0,30 15,62 2,04-0,07 0,94 2,59 4,29 3,25 0,17 0,60 100,01 STH-450* 68,15 0,28 16,03 2,19-0,04 1,20 3,12 4,45 3,51 0,18 0,86 100,01 Βροντού SB-36* 58,02 0,58 17,44 1,38 3,12 0,14 2,29 6,03 3,97 6,14 0,35 0,55 100,01 SB-41* 66,31 0,41 16,35 0,99 1,95 0,10 1,49 3,99 3,55 4,13 0,22 0,52 100,01 SB-50* 64,59 0,41 16,62 1,78 2,00 0,13 1,33 5,13 3,90 3,57 0,14 0,40 100,00 SB-55* 41,56 1,26 18,13 7,68 5,46 0,20 8,40 15,01 0,98 0,24 0,09 0,99 100,00 L-4* 64,41 0,46 15,76 2,27 2,07 0,15 1,32 5,22 3,33 4,17 0,19 0,65 100,00 B-7* 65,54 0,54 13,98 3,55 1,56 0,18 1,16 4,67 3,49 4,28 0,15 0,91 100,01 TS-10* 61,72 0,63 17,00 2,37 2,45 0,15 0,30 4,49 3,77 5,99 0,36 0,77 100,00 Ελατιά D-5* 61,32 0,68 17,57 1,96 2,45 0,09 1,99 5,17 4,20 2,23 0,41 1,83 99,90 D-8b* 63,81 0,63 16,87 1,08 2,48 0,09 1,66 4,35 4,15 2,81 0,36 1,58 99,87 D-15* 72,75 0,23 14,37 0,07 1,26 0,07 0,39 1,57 3,53 4,64 0,07 1,09 100,04 DSK-17* 59,84 0,76 17,72 2,00 3,06 0,15 2,41 5,28 4,29 1,89 0,44 1,95 99,79 A-13* 71,55 0,12 15,10 0,50 0,44 0,04 0,25 1,39 3,80 4,92 0,05 1,94 100,10 H-9* 73,58 0,16 14,06 0,83 0,50 0,04 0,53 1,13 3,55 4,86 0,05 0,77 100,06 Γρανίτης G-2* 75,21 0,14 13,09 0,14 0,82 0,07 0,29 1,14 2,30 6,25 0,04 0,74 100,23 Πανόραμα PR-27* 68,37 0,39 15,37 1,42 1,65 0,12 0,93 3,63 3,51 3,93 0,13 0,56 100,01 P-6* 65,78 0,39 16,42 1,66 1,75 0,09 0,92 3,51 3,62 4,64 0,12 1,11 100,01 Φίλιπποι YD-12* 62,43 0,56 16,66 0,81 1,62 0,28 2,20 7,43 3,25 4,49 0,28 0,00 100,01 Μουριές (Christofides et al. 1999) MP ,94 0,26 13,07 0,02 0,60 0,70 0,06 0,85 3,51 5,38 0,06 0,27 99,72 MP ,27 0,15 13,47 0,24 1,31 0,07 0,09 0,67 3,79 5,39 0,06 0,50 100,01 ΜΡ-501* 73,93 0,35 13,67 1,05 0,55 0,03 0,08 0,93 3,52 5,30 0,06 0,29 99,76 42

57 Πίνακας 2.2. (Συνέχεια). Η χημική σύσταση (% κ.β.) σε κύρια στοιχεία των εξεταζόμενων δειγμάτων. Περιοχή Δείγμα SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O5 LOI Σύνολο Λεπτοκαρυά-Κίρκη L-23a* 58,99 0,65 14,30 6,29-0,10 7,69 5,66 2,31 3,40 0,17 0,00 99,56 Μονοπήγαδο (Koroneos 2009) MO-4 61,48 0,84 15,83 7,56-0,12 2,94 3,13 3,31 3,57 0,26 1,45 100,49 MO-41 69,98 0,303 14,82 2,24-0,034 0,81 1,74 3,59 4,25 0,089 0,96 98,82 Αρναία (Christofides et al. 2000a) ARN ,00 ARN-9 77,74 0,13 13,04 0,25 - <0,01 0,11 1,57 5,92 0,21 0,08 0,90 99,95 ARN , ,21 Φανός (Christofides et al. 1990b) FN-51 73,34 0,18 13,89 1,39 0,04 0,36 1,15 3,57 5,25 0,07 0,60 99,84 F-5 76,93 0,07 12,48 0,52 0,15 0,00 0,20 0,54 3,45 4,65 0,03 0,30 99,32 MD-2 75,64 0,10 13,11 0,49 0,43 0,07 0,32 0,69 3,54 4,80 0,06 0,48 99,73 FP-1 71,16 0,24 15,05 1,09 0,69 0,04 0,71 1,37 3,45 5,25 0,14 0,77 99,96 Σαμοθράκη (Christofides et al. 2000b) ΧΧ-2 69,81 0,27 16,20 1,78-0,07 0,99 2,31 4,61 3,86 0,16 0,00 100,06 RF-24 67,56 0,38 15,42 3,46-0,08 1,38 2,95 4,08 3,29 0,29 0,80 99,69 Καβάλα (Christofides et al & Neiva et al. 1996) ΚΒ-31 75,56 0,07 13,68 0,19 0,41 0,05 0,14 1,56 3,89 4,24 0,03 0,16 99,98 ΚΒ-6 69,82 0,25 15,49 0,86 1,03 0,11 0,74 2,99 4,22 3,68 0,09 0,57 99,85 ΚΒ-33 69,49 0,27 16,09 1,16 1,03 0,11 0,90 3,45 4,45 2,43 0,11 0,31 99,80 Κ-36 70,81 0,24 15,56 0,58 1,00 0,11 0,71 2,64 4,00 3,76 0,07 0,43 99,91 Κ-42 70,77 0,18 15,58 0,52 1,04 0,11 0,67 3,06 4,08 3,23 0,05 0,60 99,89 ΚΒ-1 66,34 0,33 16,66 0,84 1,73 0,11 1,16 3,67 4,51 2,68 0,16 1,63 99,82 Κ-38 70,82 0,27 15,26 0,52 1,43 0,11 0,82 3,04 3,66 3,73 0,10 0,08 99,84 Κ-32 67,94 0,33 16,44 0,82 1,71 0,11 1,04 3,78 4,01 3,12 0,13 0,33 99,76 Ιερισσός ΙERP-1 66,75 0,39 15,29 1,81 0,88 0,08 2,31 2,93 2,96 4,01 0,19 2,41 100,01 Στρατώνι STR-1 73,14 0,10 15,15 0,83-0,03 0,20 1,97 4,39 3,20 0,03 0,80 99,84 Άγιο Όρος ΑΟ-9 66,91 0,41 17,66 1,70 1,35 0,06 1,33 2,78 3,91 2,28 0,2 1,41 100,00 ΑΟ-27 69,48 0,49 15,39 1,08 1,39 0,04 0,76 1,95 3,37 5,31 0,17 0,57 100,00 ΑΟ ,33 1,4 14,61 2,35 3,68 0,09 2,92 4,06 3,11 4,76 0,45 1,24 100,00 ΑΟ-57 67,79 0,53 15,91 1,19 2,17 0,06 1,45 2,83 3,47 3,69 0,21 0,7 100,00 43

58 Πίνακας 2.2. (Συνέχεια). Η χημική σύσταση (% κ.β.) σε κύρια στοιχεία των εξεταζόμενων δειγμάτων. Περιοχή Δείγμα SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O5 LOI Σύνολο Φλαμούρι FL-1 64,15 0,49 16,10 4,42-0,08 2,48 4,67 3,22 2,24 0,12 1,80 99,77 FL-2 62,97 0,53 16,18 4,89-0,09 2,62 4,98 3,24 0,53 0,13 1,70 97,86 3 Βρύσες 3BR ,95 0,74 17,94 9,18-0,14 4,57 8,94 2,5 1,32 0,14 1,40 99,82 3BR-1 58,84 0,68 17,33 7,00-0,17 3,74 7,14 3,04 1,86 0,21-100,01 (CHAL-1) PTV-1 67,79 0,37 15,68 3,88-0,07 1,6 3,96 3,76 0,52 0,1-97,73 Χαλάσματα PLH-1 54,51 0,82 17,35 7,93-0,14 4,09 7,8 2,69 1,49 0,14 2,80 99,76 PLH-2 50,64 0,94 19,2 9,26-0,13 4,58 8,79 2,88 1,19 0,19 2,00 99,80 KR-1 58,88 0,59 14,29 6,24-0,14 7,8 6,03 2,14 3,27 0,18-99,56 Τήνος FAL-1 71,98 0,23 14,75 1,66-0,05 0,69 2,13 3,52 4,22 0,07 0,60 99,90 FAL-2 68,76 0,42 15,71 2,74-0,06 1,05 3,35 3,43 3,64 0,11 0,60 99,87 Μύκονος TUM-1 71,17 0,49 14,53 2,50-0,06 0,76 2,91 3,17 4,49 0,12 0,58 100,78 PLM-1 66,74 0,76 15,33 3,55-0,05 1,20 4,50 3,12 3,47 0,18 0,61 99,51 Πάρος NP-2 71,74 0,29 15,27 1,53-0,04 0,43 1,79 3,49 4,44 0,08 0,98 100,08 KP-1 67,93 0,41 16,99 2,77-0,03 0,80 2,90 4,20 3,35 0,16 0,53 100,07 Νάξος APN-1 67,63 0,62 15,46 3,74-0,06 1,52 3,78 3,00 4,14 0,18 0,42 100,55 AAN-1 68,75 0,51 14,60 2,88-0,05 1,18 3,31 2,91 4,15 0,14 0,60 99,08 KAN-1 72,49 0,32 14,87 1,80-0,02 0,63 1,96 3,24 4,68 0,10 0,61 100,72 VN-1 68,88 0,52 14,52 2,72-0,05 1,19 3,23 2,67 4,91 0,15 1,09 99,93 Ικαρία API-2 74,92 0,14 13,06 1,08-0,03 0,31 1,58 3,46 4,18 0,04 0,55 99,35 AI-1 74,65 0,17 13,80 1,14-0,03 0,38 1,60 3,44 4,69 0,04 0,68 100,62 KI-2 74,12 0,28 13,43 1,57-0,04 0,61 2,04 2,92 4,30 0,08 0,42 99,81 MI-1 69,07 0,42 14,89 2,66-0,05 1,18 2,97 3,44 3,77 0,11 0,69 99,25 PI-1 75,48 0,10 13,72 0,64-0,07 0,13 1,03 3,80 4,76 0,03 0,34 100,1 KI-1 75,09 0,23 13,54 1,50-0,03 0,50 1,74 3,02 4,27 0,06 0,50 100,48 XI-3 72,64 0,21 15,02 1,19-0,03 0,48 1,62 4,13 3,84 0,07 0,71 99,94 44

59 Πίνακας 2.2. (Συνέχεια). Η χημική σύσταση (% κ.β.) σε κύρια στοιχεία των εξεταζόμενων δειγμάτων. Περιοχή Δείγμα SiO 2 TiO 2 Al 2 O 3 Fe 2 O 3 FeO MnO MgO CaO Na 2 O K 2 O P 2 O5 LOI Σύνολο Σέριφος KAS-1 67,66 0,58 15,88 3,42-0,05 1,47 3,68 3,53 3,37 0,12 0,43 100,19 KS-1 67,18 0,59 16,04 1,65-0,04 1,62 4,00 4,27 3,59 0,13 0,70 99,81 XS-1 64,79 0,64 16,40 3,50-0,04 1,64 4,38 3,59 3,01 0,11 3,25 101,35 Λαύριο L-1 68,79 0,46 15,52 3,1-0,02 1,00 3,41 3,25 3,24 0,12 0,90 99,81 Καστανιά (Τσούτσικα 1999, Koroneos et al. 2000) KST-20 71,99 0,025 14,77 1,98-0,05 0,6 2,18 3,76 3,73 0,11 1,02 100,22 KST-5 72,86 0,22 15,18 1,66-0,03 0,46 2,05 2,89 4,01 0,06 1,07 100,49 Παπίκιο Όρος P ,32 0,63 15,63 5,29-0,08 2,35 4,31 3,49 3,42 0,17 1,10 99,79 P ,16 0,63 14,63 3,77-0,05 1,73 3 3,16 4,95 0,14 0,60 99,82 P ,11 0,21 12,27 0,26 - <0,01 0,21 1,68 5,36 0,32 0,03 0,50 99,95 Δεσκάτη DESK05 77,28 0,04 13,01 0,87 0,03 0,02 0,05 0,2 4,11 4,02 0 0,37 100,00 Παλιός Άγιος Αθανάσιος PAA-1 66,72 0,47 16,41 3,54-0,08 1,74 3,05 3,81 3,6 0,19 0,78 100,39 Δήλος DEL-1 66,39 0,63 15,55 3,66-0,06 1,51 3,89 3,3 3,5 0,17 1,10 99,76 DEL-2 72,89 0,23 14,22 1,5-0,02 0,46 1,85 2,83 5,13 0,07 0,70 99,90 Κασσιτερές PKS-1 56,61 0,71 14,28 6,85-0,11 6,74 7,2 2,58 2,35 0,18 2,10 99,71 Πεύκη (Παρανέστι) (Σκλαβούνος 1981) 49 72,89 0,23 14,34 0,24 1,06 0,04 0,31 1,46 4,2 3,77 0,08 0,80 99,42 45

60 Βάση των παραπάνω, έγινε η προβολή του λόγου των μοριακών αναλογιών Al 2 O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O)-Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O) (A/CNK)-(A/NK) του Shand (1943). Από το σχήμα 2.1, προκύπτει ότι τα δείγματα της διατριβής προβάλλονται είτε στο πεδίο των μεταργιλικών, είτε στο πεδίο των υπεραργιλικών πετρωμάτων, αλλά ποτέ στο πεδίο των υπεραλκαλικών Σχήμα 2.1. Προβολή των δειγμάτων στο διάγραμμα A/CNK-A/NK Στον πίνακα 2.3, παρουσιάζονται οι τιμές των μοριακών αναλογιών των οξειδίων Al 2 O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O) (A/CNK) και (ΝΚ/Α) (Νa+K)/Al, οι οποίοι θα χρησιμοποιηθούν στη συνέχεια για συσχετίσεις. Πίνακας 2.3. Τιμές των λόγων A/CNK και ΝΚ/Α για τα εξεταζόμενα δείγματα Περιοχή Δείγμα ΝΚ/Α A/CNK Ξάνθη GAE-1 0,23 0,73 GAE-9 0,32 0,80 GAE-11 0,21 0,75 XMZ-501 0,50 0,70 X-270 0,45 0,91 ΝG-5 0,19 0,87 MZ-500 0,47 0,64 X-602 0,45 0,92 46

61 Πίνακας 2.3. (Συνέχεια). Τιμές των λόγων A/CNK και ΝΚ/Α για τα εξεταζόμενα δείγματα Περιοχή Δείγμα ΝΚ/Α A/CNK Βαρνούντας L-13 0,70 1,06 MP-5 0,47 0,86 P-5 0,56 0,98 I-3 0,67 1,01 T-10 0,48 0,86 P-7 0,35 0,8 ΚR-9 0,45 0,47 Μαρώνεια MP-12 0,18 0,79 MP-34 0,38 0,80 MP-3 0,44 0,57 MP-6 0,38 0,69 MP-38 0,41 0,6 MP-53 0,49 0,85 MP-77 0,45 0,87 MP-90 0,58 0,60 ΜR-11 0,45 0,94 Καστοριά PE-11 0,51 0,92 TH-5 0,58 1,05 Σιθωνία STH-162 0,47 1,07 STH-170 0,49 0,92 STH-9 0,42 1,05 STH-5 0,48 0,97 STH-6 0,45 1,01 STH-13 0,58 1,02 STH-118 0,48 0,95 STH-450 0,50 0,72 Βροντού SB-36 0,58 0,93 SB-41 0,47 0,85 SB-50 0,45 0,62 SB-55 0,07 0,81 L-4 0,48 0,74 B-7 0,56 0,82 TS-10 0,57 0,94 Ελατιά D-5 0,37 0,95 D-8b 0,41 1,05 D-15 0,57 0,95 DSK-17 0,35 1,07 A-13 0,58 1,07 H-9 0,60 1,04 Γρανίτης G-2 0,65 0,92 Πανόραμα PR-27 0,48 0,95 P-6 0,50 0,70 Φίλιπποι YD-12 0,46 0,70 Μουριές MP-500 0,68 1,01 MP-105 0,68 1,03 ΜΡ-501 0,65 0,80 47

62 Πίνακας 2.3. (Συνέχεια). Τιμές των λόγων A/CNK και ΝΚ/Α για τα εξεταζόμενα δείγματα Περιοχή Δείγμα ΝΚ/Α A/CNK Λεπτοκαρυά-Κίρκη L-23a 0,40 1,06 Μονοπήγαδο MO-4 0,43 1,08 MO-41 0,53 1,06 Αρναία ARN-3 0,7 1,02 ARN-9 0,47 1,02 ARN-12 0,08 1,02 Φανός FN-51 0,63 1,07 F-5 0,65 1,07 MD-2 0,64 1,09 FP-1 0,58 1,01 Σαμοθράκη ΧΧ-2 0,52 0,99 RF-24 0,48 0,99 Καβάλα ΚΒ-31 0,59 0,95 ΚΒ-6 0,51 0,99 ΚΒ-33 0,43 1,01 Κ-36 0,50 0,99 Κ-42 0,47 0,98 ΚΒ-1 0,43 0,98 Κ-38 0,48 0,98 Κ-32 0,43 1,05 Ιερισσός ΙERP-1 0,46 1,06 Στρατώνι STR-1 0,50 1,27 Άγιο Όρος ΑΟ-9 0,35 1,04 ΑΟ-27 0,56 0,83 ΑΟ-127 0,54 1,07 ΑΟ-57 0,45 0,99 Φλαμούρι FL-1 0,34 1,08 FL-2 0,23 0,82 3 Βρύσες 3BR-102 0,21 0,87 3BR-1 0,28 1,12 CHAl-1 0,27 0,86 Χαλάσματα PLH-1 0,24 0,87 PLH-2 0,21 0,79 KR-1 0,38 Τήνος FAL-1 0,52 1,04 FAL-2 0,45 1,00 Μύκονος TUM-1 0,53 0,95 PLM-1 0,43 0,90 Πάρος NP-2 0,52 1,11 KP-1 0,44 1,07 48

63 Πίνακας 2.3. (Συνέχεια). Τιμές των λόγων A/CNK και ΝΚ/Α για τα εξεταζόμενα δείγματα Περιοχή Δείγμα ΝΚ/Α A/CNK Νάξος APN-1 0,46 0,95 AAN-1 0,48 0,95 KAN-1 0,53 1,07 VN-1 0,52 0,93 Ικαρία API-2 0,58 1,00 AI-1 0,59 1,01 KI-2 0,54 1,02 MI-1 0,48 0,98 PI-1 0,62 1,03 KI-1 0,54 1,06 XI-3 0,53 1,08 Σέριφος KAS-1 0,43 0,98 KS-1 0,49 0,88 XS-1 0,40 0,96 Λαύριο L-1 0,42 1,03 Καστανιά KST-20 0,51 1,04 KST-5 0,45 1,18 Παπίκιο Όρος P-108 0,44 0,9 P-220 0,55 0,91 P-115 0,46 1,00 Δεσκάτη DESK05 0,62 1,13 Παλιός Άγιος Αθανάσιος PAA-1 0,45 1,04 Δήλος DEL-1 0,44 0,95 DEL-2 0,56 1,05 Κασσιτερές PKS-1 0,35 0,72 Πεύκη (Παρανέστι) 49 0,56 1,05 Στον πίνακα 2.4, παρουσιάζεται η δυνητική ορυκτολογική σύσταση και ο πετρογραφικός τύπος του κάθε δείγματος, όπως αυτά προέκυψαν με χρήση του λογισμικού GCD kit για τον υπολογισμό της CIPW norm και την προβολή στο διάγραμμα Q -ANOR αντίστοιχα. Το πλήρες όνομα των δειγμάτων προέκυψε από συνδυασμό της προβολής στο Q -ANOR με χρήση της CIPW norm και της ορυκτολογικής τους σύστασης. Στον πίνακα 2.5, παρουσιάζεται αντίστοιχα η πραγματική (modal) ορυκτολογική σύσταση των αντιπροσωπευτικών δειγμάτων που εμβαδομετρήθηκαν. 49

64 Πίνακας 2.4. Δυνητική ορυκτολογική σύσταση και πετρογραφικός τύπος των εξεταζόμενων δειγμάτων. (Q=χαλαζίας, C=κορούνδιο, O =ορθόκλαστο, Ab=αλβίτης, An=ανορθίτης, Di=διοψίδιος, Wo=βολλαστονίτης, Hy=υπερσθενής, Ol=ολιβίνης, Mt=μαγνητίτης, Il=ιλμενίτης, Hm=αιματίτης, Tn=τιτανίτης, Pf=περοβσκίτης, Ru=ρουτίλιο, Αp=απατίτης, bi=βιοτίτης, hb=κεροστίλβη) Q C Or Ab An Di Wo Hy Ol Mt Il Hm Tn Pf Ru Ap Σύνολο GAE1 0,0 0,0 8,8 23,2 32,5 12,1 0,0 10,6 2,1 0,0 0,3 8,7 1,3 0,0 0,0 0,4 100,0 px-ol γάββρος GAE9 1,8 0,0 17,4 29,1 28,8 5,0 0,0 6,2 0,0 0,0 0,3 8,0 2,1 0,0 0,0 1,3 100,0 px-ol γάββρος GAE11 2,5 0,0 4,9 26,4 34,2 9,3 0,0 9,6 0,0 0,0 0,4 10,0 2,0 0,0 0,0 0,7 100,0 px γάββρος XMZ501 4,2 0,0 29,2 24,9 14,8 9,1 0,0 6,3 0,0 0,0 0,3 7,9 2,0 0,0 0,0 1,3 100,0 bi-px qz-μονζοδιορίτης X270 19,9 0,0 22,9 28,9 16,9 1,1 0,0 3,8 0,0 0,0 0,2 4,8 1,1 0,0 0,0 0,4 100,0 bi-hb γρανοδιορίτης ΝG5 4,5 0,0 3,0 25,5 34,6 2,2 0,0 16,2 0,0 0,0 0,4 11,0 2,0 0,0 0,0 0,6 100,0 px γάββρος MZ500 0,0 0,0 24,1 28,1 15,9 12,0 0,0 8,1 0,0 0,0 0,4 7,4 2,3 0,0 0,0 1,7 100,0 bi-px qz-μονζοδιορίτης X602 18,4 0,0 22,7 30,1 17,5 0,9 0,0 4,0 0,0 0,0 0,2 4,6 1,2 0,0 0,0 0,4 100,0 hb γρανοδιορίτης L13 34,1 0,8 42,7 18,5 2,8 0,0 0,0 0,2 0,0 0,0 0,1 0,7 0,0 0,0 0,0 0,1 100,0 αλκαλιγρανίτης MP5 10,5 0,0 27,2 28,9 16,7 0,4 0,0 7,0 0,0 0,0 0,3 5,8 1,7 0,0 0,0 1,5 100,0 bi-hb qz- μονζονίτης P5 24,6 0,3 28,9 30,1 9,4 0,0 0,0 3,3 0,0 0,0 0,2 2,4 0,0 0,0 0,3 0,5 100,0 bi γρανίτης I3 27,4 0,2 30,2 37,0 3,1 0,0 0,0 0,6 0,0 0,0 0,1 1,2 0,0 0,0 0,1 0,1 100,0 αλκαλιγρανίτης T10 11,5 0,0 26,7 30,5 15,8 1,1 0,0 5,9 0,0 0,0 0,2 5,4 1,8 0,0 0,0 1,1 100,0 hb γρανοδιορίτης P7 0,7 0,0 16,0 30,8 24,1 1,7 0,0 13,7 0,0 0,0 0,4 7,7 3,0 0,0 0,0 1,9 100,0 bi-hb qz-μονζοδιορίτης ΚR9 10,2 0,0 25,4 26,6 18,3 1,3 0,0 7,7 0,0 0,0 0,3 6,4 2,0 0,0 0,0 1,8 100,0 bi hb qz-μονζονίτης MP12 0,1 0,0 7,2 11,1 27,8 26,7 0,0 11,6 0,0 0,0 0,4 11,3 1,8 0,0 0,0 2,0 100,0 px γάββρος MP34 7,3 0,0 23,1 22,3 23,2 5,1 0,0 7,7 0,0 0,0 0,3 7,8 2,1 0,0 0,0 1,1 100,0 hb qz-μονζονίτης MP3 6,1 0,0 26,1 26,1 18,3 4,5 0,0 8,2 0,0 0,0 0,3 7,6 1,7 0,0 0,0 1,1 100,0 hb qz-συηνίτης MP6 1,9 0,0 20,1 21,1 20,7 19,7 0,0 4,4 0,0 0,0 0,3 8,7 1,9 0,0 0,0 1,2 100,0 px-hb-bi μονζογάββρος MP38 3,3 0,0 22,9 26,0 20,4 11,6 0,0 4,3 0,0 0,0 0,3 8,3 2,0 0,0 0,0 0,9 100,0 bi qz-μονζοδιορίτης MP53 1,3 0,0 30,6 18,4 15,3 16,2 0,0 6,8 0,0 0,0 0,3 7,8 2,1 0,0 0,0 1,2 100,0 bi-hb qz-μονζοδιορίτης MP77 9,4 0,0 27,8 24,4 18,8 1,2 0,0 8,2 0,0 0,0 0,3 6,7 1,9 0,0 0,0 1,3 100,0 hb qz-μονζονίτης MP90 19,9 0,0 37,4 20,0 11,2 2,4 0,0 3,6 0,0 0,0 0,1 3,9 1,0 0,0 0,0 0,5 100,0 hb γρανίτης ΜR11 4,2 0,0 25,1 21,1 17,2 15,9 0,0 5,0 0,0 0,0 0,3 8,0 1,8 0,0 0,0 1,4 100,0 hb-bi -px μονζονίτης PE11 19,3 0,0 25,4 34,3 13,2 0,2 0,0 3,0 0,0 0,0 0,2 3,2 0,8 0,0 0,0 0,4 100,0 bi-hb γρανίτης TH5 22,4 0,0 25,0 38,2 7,9 1,5 0,0 1,8 0,0 0,0 0,1 2,2 0,6 0,0 0,0 0,3 100,0 hb-bi γρανίτης STH162 31,5 1,2 14,2 39,9 9,7 0,0 0,0 1,1 0,0 0,0 0,2 1,5 0,0 0,0 0,2 0,5 100,0 γρανοδιορίτης STH170 32,0 1,1 18,7 35,5 9,6 0,0 0,0 1,2 0,0 0,0 0,1 1,4 0,0 0,0 0,2 0,2 100,0 γρανίτης STH9 23,1 0,0 16,9 34,5 18,3 0,6 0,0 0,8 0,0 0,0 0,2 3,9 1,0 0,0 0,0 0,7 100,0 hb γρανοδιορίτης STH5 29,1 0,9 16,6 39,2 10,6 0,0 0,0 1,4 0,0 0,0 0,0 1,7 0,0 0,0 0,3 0,2 100,0 γρανίτης STH6 22,0 0,1 16,4 39,5 14,9 0,0 0,0 3,4 0,0 0,0 0,1 2,8 0,0 0,0 0,3 0,5 100,0 bi γρανοδιορίτης 50

65 Πίνακας 2.4. (Συνέχεα). Δυνητική ορυκτολογική σύσταση και πετρογραφικός τύπος των εξεταζόμενων δειγμάτων. (Q=χαλαζίας, C=κορούνδιο, O =ορθόκλαστο, Ab=αλβίτης, An=ανορθίτης, Di=διοψίδιος, Wo=βολλαστονίτης, Hy=υπερσθενής, Ol=ολιβίνης, Mt=μαγνητίτης, Il=ιλμενίτης, Hm=αιματίτης, Tn=τιτανίτης, Pf=περοβσκίτης, Ru=ρουτίλιο, Αp=απατίτης, bi=βιοτίτης, hb=κεροστίλβη) Q C Or Ab An Di Wo Hy Ol Mt Il Hm Tn Pf Ru Ap Σύνολο STH13 27,3 0,2 20,6 44,2 6,7 0,0 0,0 0,3 0,0 0,0 0,0 0,6 0,0 0,0 0,1 0,0 100,0 γρανίτης STH118 26,3 0,7 19,9 36,3 11,7 0,0 0,0 2,3 0,0 0,0 0,2 2,0 0,0 0,0 0,2 0,4 100,0 bi γρανοδιορίτης STH450 21,1 0,0 21,4 37,7 13,4 0,1 0,0 3,0 0,0 0,0 0,1 2,2 0,6 0,0 0,0 0,4 100,0 hb-bi γρανοδιορίτης SB36 0,0 0,0 36,9 33,6 11,6 11,3 0,0 0,0 0,3 0,0 0,3 4,5 0,0 0,7 0,0 0,8 100,0 hb συηνίτης SB41 20,1 0,0 25,0 30,0 16,5 0,7 0,0 3,4 0,0 0,0 0,2 2,9 0,7 0,0 0,0 0,5 100,0 hb γρανοδιορίτης SB50 17,2 0,0 21,6 33,0 17,3 4,9 0,0 1,0 0,0 0,0 0,3 3,8 0,6 0,0 0,0 0,3 100,0 hb qz-μονζονίτης SB55 0,0 0,0 2,4 8,3 44,4 20,2 0,0 1,2 7,3 0,0 0,4 13,1 2,5 0,0 0,0 0,2 100,0 px γάββρος L4 18,4 0,0 25,3 28,2 15,7 6,2 0,0 0,4 0,0 0,0 0,3 4,3 0,7 0,0 0,0 0,5 100,0 hb qz-συηνίτης B7 20,2 0,0 26,3 29,5 9,8 6,2 1,3 0,0 0,0 0,0 0,4 5,1 0,8 0,0 0,0 0,4 100,0 hb γρανίτης TS10 9,6 0,0 36,1 31,9 11,8 1,6 1,9 0,0 0,0 0,0 0,3 4,8 1,1 0,0 0,0 0,9 100,0 hb γρανίτης D5 15,6 0,0 15,1 35,5 22,5 0,0 0,0 5,0 0,0 0,0 0,2 4,4 0,3 0,0 0,4 1,0 100,0 bi τοναλίτης D8b 18,2 0,0 18,2 35,1 19,1 0,0 0,0 4,1 0,0 0,0 0,2 3,6 0,1 0,0 0,5 0,9 100,0 bi γρανοδιορίτης D15 30,7 0,9 28,3 29,9 7,3 0,0 0,0 1,0 0,0 0,0 0,2 1,3 0,0 0,0 0,2 0,2 100,0 γρανίτης DSK17 14,0 0,1 13,3 36,3 23,3 0,0 0,0 6,0 0,0 0,0 0,3 5,1 0,0 0,0 0,6 1,0 100,0 bi τοναλίτης A13 27,4 1,1 30,9 32,2 6,6 0,0 0,0 0,6 0,0 0,0 0,1 0,9 0,0 0,0 0,1 0,1 100,0 γρανίτης H9 31,3 1,0 29,5 30,0 5,3 0,0 0,0 1,3 0,0 0,0 0,1 1,3 0,0 0,0 0,1 0,1 100,0 αλκαλιγρανίτης G2 35,1 0,6 37,3 19,5 5,4 0,0 0,0 0,7 0,0 0,0 0,2 1,0 0,0 0,0 0,1 0,1 100,0 γρανίτης PR27 24,7 0,0 23,7 29,7 14,6 1,3 0,0 1,7 0,0 0,0 0,3 3,1 0,6 0,0 0,0 0,3 100,0 bi γρανίτης P6 18,8 0,0 28,5 30,6 14,9 0,6 0,0 2,0 0,0 0,0 0,2 3,4 0,7 0,0 0,0 0,3 100,0 hb γρανίτης YD12 11,7 0,0 26,5 27,5 17,6 11,8 0,6 0,0 0,0 0,0 0,6 2,4 0,6 0,0 0,0 0,7 100,0 bi-hb qz-μονζονίτης MP500 32,7 0,0 35,3 21,8 5,8 0,0 0,0 0,1 0,0 0,0 1,5 0,0 2,7 0,0 0,0 0,1 100,0 γρανίτης MP105 30,2 0,3 32,3 32,1 2,9 0,0 0,0 0,2 0,0 0,0 0,2 1,6 0,0 0,0 0,1 0,1 100,0 γρανίτης ΜΡ501 31,2 0,6 31,9 29,8 4,2 0,0 0,0 0,2 0,0 0,0 0,1 1,6 0,0 0,0 0,3 0,1 100,0 γρανίτης L23a 11,2 0,0 20,6 19,5 18,6 5,1 0,0 16,8 0,0 0,0 0,2 6,3 1,3 0,0 0,0 0,4 100,0 bi-px-hb χαλαζιακός μονζονίτης MO4 18,2 1,5 22,0 28,0 13,8 0,0 0,0 7,3 0,0 0,0 0,3 7,6 0,0 0,0 0,7 0,6 100,0 bi γρανοδιορίτης MO41 28,2 1,4 27,2 30,4 8,0 0,0 0,0 2,0 0,0 0,0 0,1 2,2 0,0 0,0 0,3 0,2 100,0 bi γρανίτης ARN3 31,7 0,8 36,9 26,8 2,0 0,0 0,0 0,2 0,0 0,0 0,1 1,4 0,0 0,0 0,1 0,0 100,0 αλκαλιγρανίτης ARN9 39,2 0,4 2,1 50,1 7,3 0,0 0,0 0,3 0,0 0,0 0,0 0,3 0,0 0,0 0,1 0,2 100,0 τοναλίτης ARN12 73,0 11,7 10,9 1,7 0,9 0,0 0,0 0,3 0,0 0,0 0,1 1,3 0,0 0,0 0,1 0,0 100,0 bi γρανίτης FN51 29,7 0,4 31,8 30,2 5,2 0,0 0,0 0,9 0,0 0,0 0,1 1,4 0,0 0,0 0,1 0,2 100,0 γρανίτης F5 37,7 0,9 28,3 29,2 2,5 0,0 0,0 0,5 0,0 0,0 0,0 0,7 0,0 0,0 0,1 0,1 100,0 γρανίτης 51

66 Πίνακας 2.4. (Συνέχεια). Δυνητική ορυκτολογική σύσταση και πετρογραφικός τύπος των εξεταζόμενων δειγμάτων. (Q=χαλαζίας, C=κορούνδιο, O =ορθόκλαστο, Ab=αλβίτης, An=ανορθίτης, Di=διοψίδιος, Wo=βολλαστονίτης, Hy=υπερσθενής, Ol=ολιβίνης, Mt=μαγνητίτης, Il=ιλμενίτης, Hm=αιματίτης, Tn=τιτανίτης, Pf=περοβσκίτης, Ru=ρουτίλιο, Αp=απατίτης, bi=βιοτίτης, hb=κεροστίλβη) Q C Or Ab An Di Wo Hy Ol Mt Il Hm Tn Pf Ru Ap Σύνολο MD2 34,9 1,0 29,1 30,0 3,0 0,0 0,0 0,8 0,0 0,0 0,2 0,9 0,0 0,0 0,0 0,1 100,0 γρανίτης FP1 27,4 1,5 31,8 29,2 5,9 0,0 0,0 1,8 0,0 0,0 0,1 1,8 0,0 0,0 0,2 0,3 100,0 bi γρανίτης ΧΧ2 22,2 0,6 22,9 39,0 10,4 0,0 0,0 2,5 0,0 0,0 0,2 1,8 0,0 0,0 0,2 0,2 100,0 bi γρανίτης RF24 23,7 0,5 20,5 34,5 12,7 0,0 0,0 3,4 0,0 0,0 0,2 3,5 0,0 0,0 0,3 0,7 100,0 bi γρανοδιορίτης ΚΒ31 33,3 0,0 25,3 32,9 7,3 0,1 0,0 0,3 0,0 0,0 0,1 0,6 0,0 0,0 0,0 0,1 100,0 γρανίτης ΚΒ6 24,3 0,0 22,4 35,7 12,5 1,1 0,0 1,4 0,0 0,0 0,2 1,9 0,3 0,0 0,0 0,2 100,0 hb γρανίτης ΚΒ33 25,9 0,1 14,9 37,7 16,4 0,0 0,0 2,2 0,0 0,0 0,2 2,2 0,0 0,0 0,1 0,3 100,0 bi γρανοδιορίτης Κ36 26,6 0,3 22,8 33,8 12,6 0,0 0,0 1,8 0,0 0,0 0,2 1,6 0,0 0,0 0,1 0,2 100,0 γρανοδιορίτης Κ42 27,3 0,0 19,8 34,5 14,7 0,0 0,0 1,7 0,0 0,0 0,2 1,6 0,1 0,0 0,0 0,1 100,0 γρανοδιορίτης ΚΒ1 20,7 0,1 17,5 38,2 17,2 0,0 0,0 2,9 0,0 0,0 0,2 2,6 0,0 0,0 0,2 0,4 100,0 bi γρανοδιορίτης Κ38 27,9 0,0 22,2 31,0 14,2 0,0 0,0 2,0 0,0 0,0 0,2 2,0 0,2 0,0 0,1 0,2 100,0 γρανοδιορίτης Κ32 23,4 0,0 19,2 33,9 17,6 0,0 0,0 2,6 0,0 0,0 0,2 2,5 0,2 0,0 0,1 0,3 100,0 bi γρανοδιορίτης ΙERP-1 25,0 1,2 26,0 25,0 13,3 0,0 0,0 5,8 0,0 0,0 0,2 2,7 0,0 0,0 0,3 0,5 100,0 bi γρανοδιορίτης STR-1 30,9 1,0 19,8 37,1 9,6 0,0 0,0 0,5 0,0 0,0 0,1 0,8 0,0 0,0 0,1 0,1 100,0 γρανοδιορίτης ΑΟ9 28,1 4,2 14,8 33,1 12,5 0,0 0,0 3,3 0,0 0,0 0,1 3,1 0,0 0,0 0,3 0,5 100,0 bi γρανοδιορίτης ΑΟ27 24,7 1,0 31,9 28,5 8,6 0,0 0,0 1,9 0,0 0,0 0,1 2,5 0,0 0,0 0,4 0,4 100,0 bi γρανίτης ΑΟ127 14,4 0,0 29,4 26,3 11,8 0,6 0,0 7,0 0,0 0,0 0,2 6,0 3,2 0,0 0,0 1,1 100,0 bi qz-συηνίτης ΑΟ57 25,9 1,6 22,3 29,4 12,7 0,0 0,0 3,6 0,0 0,0 0,1 3,4 0,0 0,0 0,5 0,5 100,0 bi γρανοδιορίτης FL1 23,5 0,2 15,2 27,2 22,4 0,0 0,0 6,2 0,0 0,0 0,2 4,4 0,0 0,0 0,4 0,3 100,0 bi τοναλίτης FL2 27,9 1,5 7,0 27,4 23,9 0,0 0,0 6,5 0,0 0,0 0,2 4,9 0,0 0,0 0,4 0,3 100,0 bi-hb τοναλίτης 3BR102 9,9 0,0 9,4 21,2 33,8 5,9 0,0 8,6 0,0 0,0 0,3 9,2 1,4 0,0 0,0 0,3 100,0 hb qz διορίτης 3BR1 15,0 0,0 11,0 25,7 28,1 3,3 0,0 7,8 0,0 0,0 0,4 7,0 1,2 0,0 0,0 0,5 100,0 hb bi τοναλίτης PTV1 33,3 2,0 5,3 31,8 19,0 0,0 0,0 4,0 0,0 0,0 0,2 3,9 0,0 0,0 0,3 0,2 100,0 bi τοναλίτης PLH1 12,2 0,0 11,9 22,8 30,9 3,6 0,0 8,5 0,0 0,0 0,3 7,9 1,6 0,0 0,0 0,3 100,0 hb bi qz-διορίτης PLH2 5,6 0,0 9,2 24,4 35,9 2,8 0,0 10,1 0,0 0,0 0,3 9,3 1,9 0,0 0,0 0,5 100,0 hb-bi διορίτης KR1 11,8 0,0 19,9 18,1 19,7 5,8 0,0 16,7 0,0 0,0 0,3 6,2 1,1 0,0 0,0 0,4 100,0 bi-hb γρανοδιορίτης FAL1 30,0 0,7 25,5 29,8 10,1 0,0 0,0 1,7 0,0 0,0 0,1 1,7 0,0 0,0 0,2 0,2 100,0 γρανίτης FAL2 26,4 0,3 22,3 29,0 15,9 0,0 0,0 2,6 0,0 0,0 0,1 2,7 0,0 0,0 0,4 0,3 100,0 bi γρανοδιορίτης TUM1 28,8 0,0 26,6 26,8 12,2 0,0 0,0 1,9 0,0 0,0 0,1 2,3 1,0 0,0 0,0 0,3 100,0 bi-hb γρανίτης PLM1 25,2 0,0 21,5 26,4 17,6 0,9 0,0 2,6 0,0 0,0 0,1 3,6 1,7 0,0 0,0 0,4 100,0 bi γρανοδιορίτης NP2 30,2 1,7 27,1 29,5 8,4 0,0 0,0 1,1 0,0 0,0 0,1 1,5 0,0 0,0 0,2 0,2 100,0 γρανίτης KP1 23,7 1,6 20,2 35,5 13,3 0,0 0,0 2,0 0,0 0,0 0,3 2,6 0,0 0,0 0,4 0,4 100,0 mu-bi γρανοδιορίτης 52

67 Πίνακας 2.4. (Συνέχεια). Δυνητική ορυκτολογική σύσταση και πετρογραφικός τύπος των εξεταζόμενων δειγμάτων. (Q=χαλαζίας, C=κορούνδιο, O =ορθόκλαστο, Ab=αλβίτης, An=ανορθίτης, Di=διοψίδιος, Wo=βολλαστονίτης, Hy=υπερσθενής, Ol=ολιβίνης, Mt=μαγνητίτης, Il=ιλμενίτης, Hm=αιματίτης, Tn=τιτανίτης, Pf=περοβσκίτης, Ru=ρουτίλιο, Αp=απατίτης, bi=βιοτίτης, hb=κεροστίλβη) Q C Or Ab An Di Wo Hy Ol Mt Il Hm Tn Pf Ru Ap Σύνολο APN1 24,7 0,0 24,6 25,4 16,5 0,0 0,0 3,8 0,0 0,0 0,1 3,5 0,8 0,0 0,2 0,4 100,0 bi γρανοδιορίτης AAN1 27,7 0,0 26,1 24,6 14,5 0,0 0,0 2,9 0,0 0,0 0,1 2,9 0,7 0,0 0,2 0,3 100,0 bi γρανοδιορίτης KAN1 30,9 1,2 27,9 27,4 9,1 0,0 0,0 1,6 0,0 0,0 0,0 1,4 0,0 0,0 0,3 0,2 100,0 γρανίτης VN1 26,7 0,0 30,2 22,6 13,1 0,2 0,0 2,9 0,0 0,0 0,1 2,7 1,1 0,0 0,0 0,4 100,0 hb γρανίτης API2 35,1 0,1 25,7 29,3 7,6 0,0 0,0 0,8 0,0 0,0 0,1 1,1 0,0 0,0 0,1 0,1 100,0 γρανίτης AI1 32,8 0,3 27,8 29,1 7,7 0,0 0,0 0,9 0,0 0,0 0,1 1,1 0,0 0,0 0,1 0,1 100,0 γρανίτης KI2 35,6 0,5 26,0 24,7 9,6 0,0 0,0 1,5 0,0 0,0 0,1 1,6 0,0 0,0 0,2 0,2 100,0 γρανίτης MI1 26,8 0,0 23,7 29,1 14,0 0,0 0,0 2,9 0,0 0,0 0,1 2,7 0,0 0,0 0,4 0,3 100,0 bi γρανοδιορίτης PI1 32,8 0,5 28,4 32,2 4,9 0,0 0,0 0,3 0,0 0,0 0,2 0,6 0,0 0,0 0,0 0,1 100,0 γρανίτης KI1 36,9 0,9 25,3 25,6 8,2 0,0 0,0 1,2 0,0 0,0 0,1 1,5 0,0 0,0 0,2 0,1 100,0 γρανίτης XI3 29,9 1,3 23,4 34,9 7,6 0,0 0,0 1,2 0,0 0,0 0,1 1,2 0,0 0,0 0,2 0,2 100,0 γρανίτης KAS1 24,5 0,0 20,1 29,9 17,5 0,0 0,0 3,7 0,0 0,0 0,1 3,4 0,0 0,0 0,5 0,3 100,0 bi γρανοδιορίτης KS1 19,1 0,0 22,1 36,1 14,0 2,4 0,0 2,9 0,0 0,0 0,1 1,7 1,3 0,0 0,0 0,3 100,0 bi-hb γρανίτης XS1 21,1 0,0 19,7 30,4 19,7 0,0 0,0 4,1 0,0 0,0 0,1 3,5 0,9 0,0 0,2 0,3 100,0 hb-bi γρανοδιορίτης L1 29,0 0,8 20,3 27,5 16,1 0,0 0,0 2,5 0,0 0,0 0,0 3,1 0,0 0,0 0,4 0,3 100,0 bi γρανοδιορίτης KST20 30,6 0,8 22,8 31,8 10,1 0,0 0,0 1,5 0,0 0,1 0,1 1,9 0,0 0,0 0,0 0,3 100,0 mu-bi γρανίτης KST5 35,8 2,5 24,2 24,5 9,8 0,0 0,0 1,1 0,0 0,0 0,1 1,7 0,0 0,0 0,2 0,1 100,0 mu-bi γρανίτης P108 18,4 0,0 21,5 29,5 16,9 1,2 0,0 5,3 0,0 0,0 0,2 5,3 1,3 0,0 0,0 0,4 100,0 hb γρανοδιορίτης P220 21,8 0,0 30,1 26,7 11,1 0,7 0,0 4,0 0,0 0,0 0,1 3,8 1,4 0,0 0,0 0,3 100,0 hb γρανίτης P115 42,9 0,1 2,4 45,4 8,1 0,0 0,0 0,5 0,0 0,0 0,0 0,3 0,0 0,0 0,2 0,1 100,0 τοναλίτης DESK05 37,5 1,5 24,2 34,8 1,0 0,0 0,0 0,1 0,0 0,0 0,0 0,9 0,0 0,0 0,0 0,0 100,0 αλκαλιγρανίτης PAA1 22,2 1,2 21,6 32,2 13,9 0,0 0,0 4,3 0,0 0,0 0,2 3,5 0,0 0,0 0,4 0,5 100,0 bi γρανοδιορίτης DEL1 23,9 0,0 22,0 27,9 17,3 0,0 0,0 3,8 0,0 0,0 0,1 3,7 0,6 0,0 0,3 0,4 100,0 bi γρανοδιορίτης DEL2 32,3 0,8 31,3 23,9 8,7 0,0 0,0 1,1 0,0 0,0 0,0 1,5 0,0 0,0 0,2 0,2 100,0 γρανίτης PKS1 10,7 0,0 16,4 21,8 20,4 9,4 0,0 12,4 0,0 0,0 0,2 6,9 1,4 0,0 0,0 0,4 100,0 hb qz-μονζονίτης 49 30,7 0,9 23,6 35,5 6,7 0,0 0,0 0,8 0,0 0,0 0,1 1,3 0,0 0,0 0,2 0,2 100,0 γρανίτης 53

68 Πίνακας 2.5. Η πραγματική (modal) ορυκτολογική σύσταση των δειγμάτων που εμβαδομετρήθηκαν Qz Kf Pl Hb Bi Mu Px Οl Λοιπά Σύνολο MP-6 1,2 20,2 50,5 8,8 12,7 0,0 1,1 0,0 5,5 100,0 MP-77 14,4 37,0 28,2 16,4 0,1 0,0 0,0 0,0 3,9 100,0 XMZ-501 4,1 39,4 28,2 0,2 11,3 0,0 16,0 0,0 0,8 100,0 MP-38 2,3 31,0 40,6 0,7 9,5 0,0 15,0 0,0 0,9 100,0 MP-53 1,8 20,6 28,4 14,7 7,5 0,0 21,5 0,0 5,5 100,0 STH ,4 22,9 24,3 0,0 9,4 7,8 0,0 0,0 0,2 100,0 MP-90 17,1 33,3 31,6 7,8 3,6 0,0 2,1 0,0 4,5 100,0 X ,8 20,0 42,2 7,0 8,3 0,0 0,0 0,0 2,2 100,0 STH ,0 7,1 45,6 9,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,3 100,0 STH ,0 12,2 35,5 11,3 0,0 6,7 0,0 0,0 4,3 100,0 ΙΕRP MD F FN FP XX X RF GAE GAE-1 0,0 0,0 52,7 0,0 2,0 0,0 27,3 16,4 1,5 100,0 GAE-9 0,0 0,0 61,3 0,0 1,2 0,0 27,3 7,8 2,3 100,0 ΜΡ-501a 37,4 45,9 8,5 5,5 1,7 0,0 0,0 0,0 0,9 100,0 STH-6a 34,5 31,0 30,6 0,0 2,8 0,6 0,0 0,0 0,5 100,0 STH-5a 44,0 14,7 34,1 3,9 3,1 0,0 0,0 0,0 0,2 100,0 STH-13a 30,4 23,8 41,4 2,3 1,3 0,0 0,0 0,0 0,8 100,0 YD-12a 11,2 22,3 45,5 7,8 0,0 8,8 0,0 0,0 4,3 100,0 G-2a 34,8 44,7 18,1 2,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,4 100,0 G-6a 20,3 22,8 36,8 8,1 9,1 0,0 0,0 0,0 2,9 100,0 ΜΖ-500a 6,6 12,8 47,3 2,1 11,0 0,0 15,8 0,0 4,4 100,0 NG-5a 0,0 0,8 65,9 0,0 3,5 0,0 17,3 6,5 6,0 100,0 PR-27a 23,0 26,8 42,9 3,3 1,8 0,0 0,0 0,0 2,2 100,0 Ρ-6a 11,4 36,3 45,4 4,5 0,0 0,0 0,0 0,0 2,4 100,0 MR-11a 0,6 16,2 24,2 10,5 18,1 0,0 30,0 0,0 0,4 100,0 L-23aa 10,3 27,3 38,0 9,6 5,5 0,0 6,1 0,0 3,2 100,0 SB-36a 1,1 5,9 23,5 14,0 0,0 0,0 0,0 0,0 1,5 100,0 SB-41a 14,8 39,9 34,8 6,1 1,6 0,0 0,0 0,0 2,8 100,0 SB-50a 23,7 23,1 41,9 7,1 2,1 0,0 0,0 0,0 2,1 100,0 SB-55a 0,0 0,0 36,3 0,0 0,0 0,0 62,0 1,6 0,1 100,0 L-4a 21,1 25,5 36,5 9,7 4,9 0,0 0,0 0,0 2,4 100,0 B-7a 23,7 29,9 35,4 3,8 4,9 0,0 0,0 0,0 2,4 100,0 TS-10a 16,4 47,0 16,2 16,4 0,1 0,0 0,0 0,0 3,9 100,0 P-5b 23,5 42,5 24,6 7,5 0,0 0,1 0,0 0,0 1,8 100,0 L-13b 34,1 34,7 25,6 0,0 3,0 1,9 0,0 0,0 0,7 100,0 ΚR-9b 10,6 29,0 33,9 11,0 12,4 0,0 0,0 0,0 3,1 100,0 ΜΡ-5b 12,6 41,1 25,8 6,9 10,1 0,0 0,0 0,0 3,4 100,0 I-3b 43,7 23,9 24,4 4,4 0,0 0,0 0,0 0,0 2,6 100,0 Ρ-7b 4,9 5,2 49,2 14,2 25,5 0,0 0,0 0,0 1,0 100,0 D-8bc 16,4 0,8 60,4 15,6 0,0 0,0 0,0 0,0 6,8 100,0 D-5c 18,4 12,0 49,6 3,8 14,4 0,0 0,0 0,0 1,8 100,0 D-15c 26,2 35,6 32,2 2,0 1,2 0,0 0,0 0,0 2,8 100,0 DSK-17c 18,8 0,0 56,5 22,0 0,0 0,2 0,0 0,0 2,5 100,0 A-13c 28,7 24,7 37,0 0,0 3,0 0,0 0,0 0,0 6,6 100,0 Η-9c 24,0 66,0 6,7 0,0 3,3 0,0 0,0 0,0 0,0 100,0 (Qz=χαλαζίας, Kf=Κ-άστριοι, Pl=πλαγιόκλαστα, Hb=κεροστίλβη, Bi=βιοτίτης, Mu=μοσχοβίτης, Px=πυρόξενοι), a (Kαραβασίλη 2004), b (Koρωναίος 1991), c(σολδάτος 1985). Στον πίνακα 2.6, παρουσιάζονται οι τιμές που προέκυψαν για το χρωματικό δείκτη και το λόγο Κ-αστρίων/πλαγιόκλαστα αντιπροσωπευτικών δειγμάτων. Τα παραπάνω θα χρησιμοποιηθούν στη 54

69 συνέχεια για συσχετισμούς με τις συγκεντρώσεις του U και του Th στα πετρώματα, όπως επίσης και κάποια ορυκτά που ενδεχομένως η εμφάνισή τους να συνδέεται με αυξημένα ποσά ραδιενέργειας, όπως απατίτης, τιτανίτης, Κ-άστριος, βιοτίτης και κεροστίλβη. Πίνακας 2.6. Χρωματικός δείκτης (ΧΔ) και λόγος Κ-αστρίων/πλαγιόκλαστα (Kf/Pl) για τα εξεταζόμενα δείγματα. ΧΔ Kf/Pl ΧΔ Kf/Pl MP-6 28,10 0,40 G-6 20,10 0,62 MP-77 20,40 1,31 ΜΖ ,30 0,27 XMZ ,30 1,40 NG-5 33,30 0,01 MP-38 26,10 0,76 PR-27 7,30 0,62 MP-53 49,20 0,73 Ρ-6 6,90 0,80 STH ,40 0,94 MR-11 59,00 0,67 MP-90 18,00 1,05 L-23a 24,40 0,72 X ,00 0,47 SB-36 69,50 0,25 STH-118 9,30 0,16 SB-41 10,50 1,15 STH ,30 0,34 SB-50 11,30 0,55 ΙΕRP-1 8,60 1,65 SB-55 63,70 0,00 MD-2 2,70 2,61 L-4 16,90 0,70 F-5 3,20 1,99 B-7 11,00 0,84 FN-51 7,20 1,37 TS-10 20,40 2,90 FP-1 7,30 2,33 P-5 9,40 1,73 XX-2 7,40 1,87 L-13 5,60 1,36 RF-24 13,30 0,81 ΚR-9 26,50 0,86 GAE-11 40,30 0,00 ΜΡ-5 20,50 1,59 GAE-1 47,30 0,00 I-3 8,00 0,98 GAE-9 38,70 0,00 Ρ-7 40,70 0,11 ΜΡ-501 8,20 5,40 D-8b 22,40 0,01 STH-6 3,90 1,01 D-5 20,00 0,24 STH-5 7,20 0,43 D-15 6,00 1,11 STH-13 4,40 0,57 DSK-17 24,70 0,00 YD-12 21,00 0,49 A-13 9,60 0,67 G-2 2,40 2,47 Η-9 3,30 9,85 55

70 56

71 3. ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑ 3.1 Εισαγωγή Το άτομο αποτελείται από ένα κεντρικό πυρήνα, που καταλαμβάνει το μεγαλύτερο μέρος της μάζας του ατόμου και ηλεκτρόνια που περιφέρονται γύρω από αυτόν κατανεμημένα σε στιβάδες. Ο πυρήνας του ατόμου αποτελείται από: Α) πρωτόνια τα οποία είναι θετικά φορτισμένα, έχουν ίσο κατ απόλυτη τιμή φορτίο με το φορτίο των ηλεκτρονίων και μάζα 1836 φορές μεγαλύτερη από αυτή του ηλεκτρονίου και Β) νετρόνια, τα οποία δεν έχουν ηλεκτρικό φορτίο και η μάζα τους είναι ίση περίπου με το άθροισμα των μαζών του πρωτονίου και του ηλεκτρονίου. Άτομα με ίδιο αριθμό πρωτονίων αλλά διαφορετικό αριθμό νετρονίων ονομάζονται ισότοπα. Αυτά έχουν ίδιο ατομικό αριθμό (Ζ), αλλά διαφορετικό μαζικό αριθμό (Α), και παρουσιάζουν ίδιες χημικές ιδιότητες. Τα ισότοπα του ίδιου στοιχείου μπορεί να είναι ραδιενεργά ή μη. Όλα τα σταθερά ισότοπα των στοιχείων έχουν σταθερά καθορισμένο το λόγο αριθμός νετρονίων/αριθμός πρωτονίων. Όλα τα ασταθή ισότοπα αποτελούν διεγερμένες καταστάσεις και οι πυρήνες τους έχουν την τάση να αλλάζουν αυθόρμητα τη δομή τους, έως ότου προκύψει ένας πυρήνας με σταθερή δομή. Κατά τη διάρκεια αυτής της μετατροπής εκπέμπουν ακτινοβολία. Aπό τις ακτινοβολίες αυτές οι πιο γνωστές είναι οι (Σχήμα 3.1): Η ακτινοβολία-α, εκπομπή θετικά φορτισμένου σωματιδίου μεγάλης μάζας. (Σωματίδιο α = 2 νετρόνια + 2 πρωτόνια. Τα α-σωματίδια είναι όμοια με τον πυρήνα του 4 Ηe). Αποτελούν το λιγότερο διεισδυτικό είδος ραδιενεργού ακτινοβολίας. Η ακτινοβολία α εκπέμπεται μόνο από βαρείς πυρήνες με ατομικό αριθμό Ζ>83, όπως για παράδειγμα το U, το Th και το Ra (Bushberg et al. 1994). Η ακτινοβολία-β, εκπομπή φορτισμένου σωματιδίου μικρής μάζας. (Σωματίδιο β = 1 ηλεκτρόνιο ή ποζιτρόνιο). Κατά την εκπομπή ακτινοβολίας-β, ο μαζικός αριθμός του νουκλιδίου παραμένει σταθερός, ενώ ο ο ατομικός αριθμός μεταβάλλεται. Σωματίδια-β εκπέμπονται όταν η μετατροπή ενός νετρονίου σε πρωτόνιο ή ενός πρωτονίου σε νετρόνιο 57

72 πρόκειται να δώσει ένα περισσότερο σταθερό θυγατρικό νουκλίδιο (μικρότερης μάζας) από το αρχικό (Ehmann & Vance 1991). Στην περίπτωση που ένας πυρήνας που εκπέμπει ακτινοβολία β μεταπέσει σε επίσης ασταθή κατάσταση, θα ακολουθήσει και επόμενη διάσπαση με εκπομπή ενός ή περισσότερων φωτονίων (Bushberg et al. 1994). Η ακτινοβολία-γ (εκπομπή ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίας). Οι ακτίνες γάμμα είναι ηλεκτρομαγνητικά κύματα πολύ μικρού μήκους. Τα φωτόνιά τους έχουν μεγάλη διεισδυτική ικανότητα, μεγαλύτερη από εκείνη των ακτίνων Χ, που έχουν επίσης μικρό μήκος κύματος. Οι ακτίνες Χ και γ, παρόλο που έχουν την ίδια φύση (φωτόνια) και ιδιότητες, έχουν διαφορετική προέλευση. Η ακτινοβολία γ παράγεται από αποδιεγέρσεις του πυρήνα του ατόμου, ενώ οι ακτίνες Χ από τα ηλεκτρόνια που περιβάλλουν το άτομο. Η ενέργεια που διεγείρει το άτομο αναγκάζει τα ηλεκτρόνια να βρεθούν σε υψηλότερες ενεργειακές στάθμες από τη θεμελιώδη. Κατά την αποδιέγερση των ατόμων έχουμε εκπομπή ακτινοβολίας Χ (Ψαρράκος et al. 1997, Παπαβασιλείου και Γουλιάμος 1987, Goaz & White 1994, White & Pharcah 2000). Σχήμα 3.1. Εκπομπή -α, -β και -γ ακτινοβολίας από ραδιενεργό πυρήνα. 58

73 Η χαρακτηριστική ιδιότητα των ασταθών πυρήνων να αποβάλλουν μάζα και ενέργεια, προκειμένου να προκύψει κάποιο πιο σταθερό νουκλίδιο καλείται ραδιενέργεια. Τα νουκλίδια με ασταθείς πυρήνες ονομάζονται ραδιενεργά νουκλιδια ή ραδιονουκλίδια. Από τις ακτινοβολίες α. β και γ, οι γ είναι οι πιο διεισδυτικές. Ειδικότερα, η ακτινοβολία α μπορεί να διαπεράσει ένα φύλλο χαρτιού ή ορισμένα εκατοστά αέρα, η ακτινοβολία β μερικά εκατοστά ξύλου, γυαλιού ή πλαστικού καθώς και ορισμένα χιλιοστά αλουμινίου, ενώ οι ακτίνες-γ σταματούν σε φύλλα μολύβδου πάχους ορισμένων εκατοστών (Σχήμα 3.2). Όλες οι ακτινοβολίες (-α, -β, -γ) παρουσιάζουν επικινδυνότητα για τον άνθρωπο. Όταν τα ραδιονουκλίδια που τις εκπέμπουν βρίσκονται στο εξωτερικό του σώματος, πιο επικίνδυνες για την υγεία του ανθρώπου είναι οι ακτίνες γ, καθώς αυτές έχουν τη μεγαλύτερη εμβέλεια, φέρουν την υψηλότερη ενέργεια και μπορούν να προκαλέσουν διάσπαση των μοριακών δεσμών και τη δημιουργία ιόντων. Όταν όμως τα ραδιονουκλίδια που εκπέμπουν ακτινοβολίες α, -β και -γ βρίσκονται στο εσωτερικό του σώματος, πιο βλαβερές είναι οι ακτίνες α, οι οποίες καταστρέφουν το βιολογικό υλικό, καθώς εναποθέτουν όλη τους την ενέργεια σε μικρή διαδρομή μέσα στην ύλη. Σχήμα 3.2. Διεισδυτικότητα ακτίνων-α, -β και -γ. Οι ραδιενεργοί πυρήνες δεν διασπώνται όλοι με τον ίδιο ρυθμό. Ο χρόνος που απαιτείται για να διασπαστούν οι μισοί πυρήνες μιας συγκεκριμένης ποσότητας ασταθών πυρήνων ονομάζεται ημιπερίοδος ζωής και εξαρτάται από το πόσο ασταθής είναι ένας πυρήνας. Οι τιμές της ημιπεριόδου ζωής (Τ 1/2 ) κυμαίνονται από κλάσματα του εκατομμυριοστού 59

74 του δευτερολέπτου, μέχρι δισεκατομμύρια χρόνια. Η ραδιενεργός διάσπαση διέπεται από την παρακάτω σχέση: Ν(t)=N o e -λt όπου Ν ο είναι ο αρχικός αριθμός πυρήνων, Ν(t) ο αριθμός των πυρήνων που απομένει μετά από χρόνο t και λ η σταθερά της ραδιενεργού διάσπασης. Είναι δε (Τ 1/2 ) = ln2/λ = 0,693/λ Η μελέτη των ραδιενεργών σειρών ραδιονουκλιδίων με ημιπερίοδο ζωής συγκρίσιμη με γεωλογικά γεγονότα αποτελεί βασικό εργαλείο της επιστήμης της Γεωλογίας καθώς επιτρέπει τον προσδιορισμό της ηλικίας τους. 3.2 Ραδιενέργεια περιβάλλοντος Τα ραδιονουκλίδια που υπάρχουν στη φύση μπορούν να ταξινομηθούν στις παρακάτω κατηγορίες: Φυσικά ραδιονουκλίδια. Τα φυσικά ραδιονουκλίδια υπάρχουν στη Γη από την στιγμή της δημιουργίας της. Τα πιο σημαντικά φυσικά πρωτογενή ραδιονουκλίδια (με ημιπεριόδους ζωής συγκρίσιμους με την ηλικία της γης) είναι το κάλιο-40 ( 40 K), τα νουκλίδια της σειράς του θορίου ( 232 Th) του ουρανίου ( 238 U) και του ακτινίου ( 235 U) (Σχήμα 3.3). Οι ραδιενεργές σειρές είναι ακολουθίες από ραδιενεργά νουκλίδια, καθένα από τα οποία μετασχηματίζεται με ραδιενεργό διάσπαση στο επόμενο μέχρι να σχηματιστεί ένα σταθερό νουκλίδιο. Το αρχικό ραδιονουκλίδιο που διασπάται ονομάζεται μητρικό, τα προϊόντα της διάσπασής του θυγατρικά και το τελευταίο σταθερό μέλος είναι το τελικό προϊόν. Στη σειρά του U μητρικό ραδιονουκλίδιο είναι το ουράνιο-238 ( 238 U), στη σειρά του ακτινίου το ουράνιο-235 ( 235 U) και στη σειρά του Th το θόριο-232 ( 232 Th). Το 40 K είναι ένα μεμονωμένο φυσικό ραδιενεργό ισότοπο του Κ και δεν ανήκει σε κάποια ραδιενεργό σειρά. Τα φυσικά ραδιονουκλίδια, εκτός από το έδαφος και τα ορυκτά, βρίσκονται στο νερό, στον αέρα, στους ζώντες οργανισμούς, στις τροφές και στα δομικά υλικά, ακόμα και στο ανθρώπινο σώμα. Η διάσπαση φυσικών ραδιονουκλιδίων στο έδαφος, τα δομικά υλικά κτλ, δημιουργεί ένα πεδίο ακτινοβολίας-β και γ τόσο στα ίδια, όσο και 60

75 στον αέρα που τα περιβάλλει, στο οποίο εκτίθεται ο άνθρωπος. Οι κύριοι παράγοντες που καθορίζουν το ρυθμό έκθεσης σε ένα άτομο, είναι οι συγκεντρώσεις των φυσικών ραδιονουκλιδίων και ο χρόνος έκθεσης. Επίσης, όταν ένα άτομο βρίσκεται σε εσωτερικό χώρο (μέσα σε ένα κτίριο), πρέπει να ληφθεί υπόψη το γεγονός ότι τα δομικά υλικά από τα οποία είναι κατασκευασμένο το κτίριο, λειτουργούν ως ασπίδα από τη ραδιενέργεια του εξωτερικού περιβάλλοντος, αλλά και ως πηγή ακτινοβολίας, εξαιτίας των φυσικών ραδιονουκλιδίων που περιέχουν. Σχήμα 3.3. Οι φυσικές ραδιενεργές σειρές του ουρανίου ( 238 U), του ακτινίου ( 235 U) και του θορίου ( 232 Th) Κοσμογενή ραδιονουκλίδια (αυτά που παράγονται από την αλληλεπίδραση της κοσμικής ακτινοβολίας με την ατμόσφαιρα) π.χ. 14 C, 10 Be, 44 Ti και 22 Na. Η έκθεση σε κοσμική ακτινοβολία εξαρτάται κατά πρώτο λόγο από το υψόμετρο και κατά δεύτερο από το γεωγραφικό μήκος (UNSCEAR 2000). Τα ραδιονουκλίδια που απελευθερώνονται στην ατμόσφαιρα διασπώνται κατά τη μεταφορά τους στον αέρα ή αποτίθενται στην επιφάνεια της Γης σε σχετικά σύντομο χρόνο. Στη συνέχεια ακολουθεί μια μεγαλύτερη περίοδος, κατά την οποία τα ραδιονουκλίδια θα 61

76 διασπαστούν στην επιφάνεια της γης και θα προκαλέσουν εξωτερική έκθεση στον πληθυσμό. Τα ραδιονουκλίδια αρχικά αποτίθενται στα ανώτερα τμήματα της επιφάνειας του εδάφους, αλλά μεταφέρονται σε βάθος ορισμένων εκατοστών μέσα στο έδαφος, ιδίως αν αποτέθηκαν μέσω του νερού της βροχής. Η διαδικασία της μεταφοράς, σε συνδυασμό με την τραχύτητα της επιφάνειας του εδάφους, περιορίζουν το πεδίο ραδιενέργειας στο έδαφος στο υψόμετρο αναφοράς που χρησιμοποιείται ευρέως (1 μ από την επιφάνεια του εδάφους). Τεχνητά παραγόμενα ραδιονουκλίδια (παράγονται τεχνητά σε εγκαταστάσεις υψηλής τεχνολογίας, όπως σε πυρηνικούς αντιδραστήρες και επιταχυντές σωματίων) π.χ. 90 Sr, 60 Co, 99 Μο και 137 Cs Ποσότητες και μονάδες δοσιμετρίας Προκειμένου να γίνουν κατανοητές οι επιπτώσεις της ακτινοβολίας στον άνθρωπο, οι οποίες αναφέρονται στη συνέχεια, θα γίνει μια συνοπτική αναφορά στις μονάδες μέτρησης ακτινοβολίας: Ενεργότητα (activity): είναι ο αριθμός των ατόμων που διασπώνται στη μονάδα του χρόνου. Η παλιά μονάδα μέτρησης που συναντάται ακόμα και σήμερα είναι το curie (Ci) προς τιμή της Marie Curie (UNSCEAR 2000). Το 1 Ci είναι ο αριθμός των α-διασπάσεων (3,7Χ10 10 διασπάσεις) ενός γραμμαρίου 226 Ra σε ένα δευτερόλεπτο. Στο σύστημα SI η μονάδα ενεργότητας είναι το becquerel (Βq), το οποίο ορίζεται ως 1 ραδιενεργός διάσπαση το δευτερόλεπτο. Απορροφούμενη δόση (absorbed dose): είναι η ενέργεια που μεταφέρεται από μια δέσμη ιονίζουσας ακτινοβολίας και απορροφάται από τη μονάδα μάζας ιστών. Μονάδα μέτρησης της απορροφούμενης δόσης στο SI είναι το Gray (Gy). Η αντιστοιχία του Gy με την παλαιότερη μονάδα, το rad είναι 1Gy=100 rad (Attix 1986, UNSCEAR 2000). Ισοδύναμη δόση (equivalent dose): εκφράζει τις βιολογικές συνέπειες που προκύπτουν από έκθεση σε διαφορετικούς τύπους ακτινοβολίας (-γ, -Χ, νετρόνια, πρωτόνια, κλπ) σε ένα ιστό ή όργανο. Η ισοδύναμη δόση προκύπτει από το γινόμενο της απορροφούμενης δόσης 62

77 επί το βιολογικό παράγοντα σχετικής δραστικότητας (relative biological effectiveness, RBE) και είναι διαφορετική για το κάθε είδος ακτινοβολίας. Συγκεκριμένα για την ακτινοβολία-α ο παράγοντας αυτός είναι ίσος με 20, ενώ για την ακτινοβολία-β και -γ είναι ίσος με τη μονάδα. Ως εκ τούτου, η ισοδύναμη δόση εκφράζει τις βιολογικές συνέπειες των ακτινοβολιών στον ανθρώπινο οργανισμό. Μονάδα μέτρησης της ισοδύναμης δόσης στο SI είναι το Sievert (Sv). Μια άλλη παλιότερη μονάδα μέτρησης ισοδύναμης δόσης είναι το rem (roentgen equivalent man), η οποία δε χρησιμοποιείται πλέον και η σχέση της με το Sv είναι 1Sv=100rem (Attix 1986, UNSCEAR 2000). Ενεργός δόση (effective dose): εκφράζει τον κίνδυνο από έκθεση σε ακτινοβολίες για κάθε όργανο ή ιστό, μιας και όπως είναι γνωστό, οι διάφοροι ιστοί και τα διάφορα όργανα του ανθρώπινου σώματος παρουσιάζουν διαφορετική ευαισθησία στην έκθεση σε ακτινοβολίες (πχ. ο θυρεοειδής αδένας είναι ένα από τα πιο ευαίσθητα όργανα του ανθρώπου σε ακτινοβολίες). Η ενεργός δόση προκύπτει από το γινόμενο της ισοδύναμης δόσης επί ένα συντελεστή επικινδυνότητας για το συγκεκριμένο ιστό ή όργανο, μιας και η ευαισθησία όλων των οργάνων του ανθρώπινου οργανισμού σε ακτινοβολίες δεν είναι η ίδια. Μονάδα μέτρησης είναι και σε αυτή την περίπτωση το Sv (Attix 1986, UNSCEAR 2000). Η Διεθνής Επιτροπή για την Προστασία από τις Ακτινοβολίες (ICRP) έχει ορίσει συντελεστές στάθμισης (βαρύτητας) για τις διάφορες ακτινοβολίες και τους διάφορους ιστούς προκειμένου να υπάρχει ένα μέτρο σύγκρισης των επιπτώσεων. Το άθροισμα της δόσης που λαμβάνεται από όλους τους ιστούς και τα όργανα του σώματος δίνει ένα μέτρο της συνολικής βλάβης/επίπτωσης και ονομάζεται αποτελεσματική δόση. Επιπλέον, οι ραδιενεργοί πυρήνες που τυχόν εισέλθουν στον οργανισμό κατακρατούνται σε κάποιο βαθμό με συνέπεια τα αποτελέσματα τους να διαρκούν μήνες ή χρόνια. Η αναπόφευκτη αποτελεσματική δόση είναι ένα μέτρο της αποτελεσματικής δόσης που επιβάλλεται στον οργανισμό δια βίου μετά τη λήψη ενός ραδιενεργού πυρήνα. Αυτό το μέτρο της έκθεσης είναι σημαντικό για τη σύνταξη των κανονισμών, αναφέρεται εν συντομία με το συνοπτικό όρο «δόση» και μετράται σε Sv. Η Διεθνής Επιτροπή για την Προστασία από τη Ραδιενέργεια (ICRP) έχει εκτιμήσει ότι η δόση 1 Sv 63

78 είναι πιθανόν να προκαλέσει 1 καρκίνο ανά 500 άτομα του γενικού πληθυσμού που θα προσβληθεί. Η μέση ετήσια δόση από τις φυσικές πηγές ακτινοβολίας (φυσική ραδιενέργεια) σε παγκόσμιο επίπεδο είναι 2,4 msv. 3.4 Έκθεση του ανθρώπου σε φυσική ραδιενέργεια. Η εξωτερική ακτινοβολία από φυσικά ή τεχνητά παραγόμενα ραδιονουκλίδια είναι υπεύθυνη για το μεγαλύτερο ποσοστό της έκθεσης του ανθρώπου σε ραδιενέργεια. Η ακτινοβολία των φυσικών ραδιονουκλιδίων οφείλεται κυρίως στο 238 U, το 232 Th και τα προϊόντα διάσπασής τουςμ καθώς και στο 40 Κ. Η συμβολή του 235 U είναι περιορισμένη (μικρότερη του 1%), σε σχέση με αυτή του 238 U, καθώς το 238 U αντιπροσωπεύει το 99,2746 της συνολικής αφθονίας του U στη φύση (Luigi et al. 1997). Κάποια άλλα ραδιονουκλίδια, όπως το 87 Rb, το 138 La, το 147 Sm, και το 176 Lu, βρίσκονται σε μικρές ποσότητες και επομένως η συμβολή τους στην έκθεση του ανθρώπου σε ακτινοβολίες είναι περιορισμένη (UNSCEAR 2000). Οι ακτινοβολίες συνιστώνται κυρίως στη γ ακτινοβολία που προέρχεται από τη διάσπαση φυσικών ραδιονουκλιδίων, ενώ θα πρέπει να ληφθεί υπόψη και η ακτινοβολία β στο δέρμα. Η ακτινοβολία στην οποία εκτίθεται ο άνθρωπος, μπορεί να προέρχεται από το εξωτερικό περιβάλλον του σώματος ή από το εσωτερικό του σώματος Ακτινοβολία που προέρχεται από το εξωτερικό περιβάλλον του σώματος Διακρίνουμε την περίπτωση της έκθεσης σε ακτινοβολία σε εξωτερικό χώρο (στο περιβάλλον) και σε εσωτερικό χώρο (μέσα σε ένα κτίριο). Έκθεση σε εξωτερικό χώρο (outdoors) Η έκθεση σε εξωτερικό χώρο προκύπτει κυρίως από τα φυσικά ραδιονουκλίδια που βρίσκονται στον αέρα, στο έδαφος και τα πετρώματα. Οι συγκεντρώσεις τους συσχετίζονται με τον τύπο του πετρώματος μιας περιοχής. Ειδικότερα, υψηλότερα επίπεδα φυσικής ραδιενέργειας συσχετίζονται συχνά με όξινης σύστασης πυριγενή πετρώματα π.χ. 64

79 γρανίτες. Σε ορισμένες περιπτώσεις, υψηλή φυσική ραδιενέργεια έχει παρατηρηθεί σε ορισμένους αργιλικούς σχιστολίθους. H αρμόδια επιστημονική επιτροπή των Ηνωμένων Εθνών για τις επιπτώσεις της ιοντίζουσας ακτινοβολίας (United Nations Scientific Committee on the Effects of Atomic Radiation, UNSCEAR) έχει αναθεωρήσει τη μέση περιεκτικότητα του εδάφους σε ραδιονουκλίδια στις εκθέσεις της, κυρίως εξαιτίας των υψηλών συγκεντρώσεων που βρέθηκαν στις Η.Π.Α. και την Κίνα. Έτσι, σύμφωνα με την έκθεση της UNSCEAR (2000), η μέση τιμή για το 40 Κ, το 238 U και το 232 Th, καθορίστηκε στα 400, 35 και 30 Bq/Kg αντίστοιχα, το εύρος κυμαίνεται από ( 40 Κ), ( 238 U) και Bq/Kg ( 232 Th), ενώ ο σταθμισμένος μέσος όρος με βάση τον πληθυσμό είναι 420 ( 40 K), 33 ( 238 U) και 45 Bq/Kg ( 232 Th). Οι μέσες συγκεντρώσεις των παραπάνω ραδιονουκλιδίων στο έδαφος για την Ελλάδα είναι 360 ( 40 K), 25 ( 238 U), 21 ( 232 Th) Bq/Kg και το εύρος των τιμών ( 40 K), ( 238 U) και ( 232 Th) Bq/Kg (UNSCEAR 2000). Παρατηρείται ότι η ενεργότητα του 40 Κ είναι μια τάξη μεγέθους υψηλότερη από αυτή του 238 U και 232 Th. Αυτό συμβαίνει γιατί το Κ είναι κύριο στοιχείο στη χημική σύσταση των πετρωμάτων, ενώ το U και το Th είναι ιχνοστοιχεία. Έκθεση σε εσωτερικό χώρο (indoors) Η έκθεση σε ακτίνες γ σε εσωτερικούς χώρους ενός κτιρίου καθορίζεται κυρίως από τα υλικά κατασκευής του. Επίσης, σημαντικό ρόλο παίζει και ο χρόνος παραμονής ή διαβίωσης σε εσωτερικούς χώρους. Η ραδιενεργός δόση που δέχεται ο άνθρωπος σε εσωτερικούς χώρους οφείλεται κυρίως στο ραδόνιο και τα προϊόντα της διάσπασής του. Αυτό συναντάται κατά κύριο λόγο με δύο μορφές, το 222 Rn (ραδόνιο) και το 220 Rn (θορόνιο) που αποτελούν προϊόντα διάσπασης των ραδιενεργών σειρών του 238 U και του 232 Th αντίστοιχα. Το εύρος του ρυθμού απορροφούμενης δόσης σε εσωτερικούς χώρους είναι ngy/h, ενώ ο σταθμικός μέσος όρος που υπολογίστηκε με βάση τον πληθυσμό είναι 84 ngy/h. Ειδικά για την Ελλάδα, οι τιμές για το ρυθμό απορροφούμενης δόσης κυμαίνονται από ngy/h σε εσωτερικούς χώρους, ενώ η μέση τιμή είναι 67 ngy/h (UNSCEAR 2000). 65

80 Ακτινοβολία στο εσωτερικό του σώματος Η εσωτερική ακτινοβολία αναφέρεται τόσο στην ακτινοβολία των ραδιονουκλιδίων που περιέχει το ανθρώπινο σώμα ως συστατικά του, όσο και στην ακτινοβολία που προκύπτει από είσοδο ραδιονουκλιδίων στο σώμα. Αυτή γίνεται με εισπνοή αέρα και κατανάλωση τροφής ή νερού που περιέχουν ραδιονουκλίδια. Τα ραδιονουκλίδια εισέρχονται στην τροφή μέσω της τροφικής αλυσίδας Ραδιενέργεια και επιπτώσεις στην υγεία Λίγο μετά την ανακάλυψη των ακτίνων-χ από τον Roentgen το 1895 και της ραδιενέργειας από τον Becquerel το 1896 παρατηρήθηκαν οι βλαβερές συνέπειες της ακτινοβολίας στον οργανισμό. Επίσης, σημαντικές βλάβες (οστεοσαρκώματα) παρατηρήθηκαν στην υγεία εργατών σε βιοτεχνίες που χρησιμοποιούσαν βαφές με Ra πριν από τον Β Παγκόσμιο Πόλεμο. Ωστόσο, πιο συστηματικές έρευνες σχετικές με τις επιπτώσεις της ραδιενέργειας στην υγεία ξεκίνησαν από το 1942 (Eisenbud & Gesell 1997). Επιδημιολογικές μελέτες στους επιζώντες των ατομικών εκρήξεων στην Ιαπωνία και στους επιστήμονες που εκτίθονταν σε ακτινοβολίες απέδειξαν τη σχέση εμφάνισης καρκίνου και έκθεσης σε ακτινοβολίες. Επιπλέον, υπήρχαν ενδείξεις ότι κίνδυνος υπήρχε ακόμη και σε έκθεση σε χαμηλές δόσεις (300 mrem ή 3 mgy/y) (Wei et al. 1990, NAS/NRC 1990). Οι βιολογικές συνέπειες της ραδιενέργειας οφείλονται στην αύξηση της ενέργειας των ιστών, ως συνέπεια της ιδιότητας της ακτινοβολίας γ να χάνει ενέργεια καθώς διέρχεται μέσα από την ύλη. Αυτή η απώλεια ενέργειας προκαλεί τη διάσπαση των μοριακών δεσμών και τη δημιουργία ιόντων (ιονίζουσα ή ιοντίζουσα ακτινοβολία). Πιο συγκεκριμένα, ιονίζουσα είναι η ακτινοβολία που έχει ικανή ενέργεια ώστε κατά τη διάρκεια αλληλεπίδρασης με τα άτομα να απομακρύνει ηλεκτρόνια από τις τροχιές τους με αποτέλεσμα να σχηματίζονται ιόντα (Προυκάκης 1983). Οι ιονίζουσες ακτινοβολίες έχουν μικρό μήκος κύματος, υψηλή συχνότητα και μεγάλη ενέργεια και περιλαμβάνουν τις ακτίνες Χ, -γ, την υπεριώδη ηλιακή ακτινοβολία και την κοσμική ακτινοβολία. 66

81 Σύμφωνα με τη θεωρία της άμεσης επίδρασης της ακτινοβολίας επί των ιστών, αυτή δρα κατευθείαν στους ιστούς προκαλώντας βιολογικές αλλοιώσεις (Goaz & White 1994). Η θεωρία της έμμεσης επίδρασης θεωρεί πως η ακτινοβολία δρα πρώτα στο νερό που περιέχεται στους ιστούς το οποίο ιονίζεται, με αποτέλεσμα να λαμβάνουν χώρα βιολογικές αντιδράσεις μεταξύ ιόντων και ελεύθερων ριζών με μόρια που οδηγούν σε βιολογικές βλάβες (Goaz & White 1994, White & Pharcah 2000). Η έκθεση του ανθρώπινου οργανισμού σε ιονίζουσες ακτινοβολίες μπορεί να διαταράξει σοβαρά τη λειτουργία των κυττάρων όταν σχηματιστούν μέσα σε αυτά δραστικά ιόντα ή ρίζες. Για παράδειγμα σχηματισμός ιόντων υδροξυλίου και υδρογόνου μπορεί να προκαλέσει χημικές αντιδράσεις διάσπασης των δεσμών των πρωτεϊνών και να επιφέρει αλλαγές στο γενετικό υλικό των κυττάρων (DNA). Μεγάλες ποσότητες ακτινοβολιών καταστρέφουν μεγάλο αριθμό μορίων σε ένα κύτταρο και προκαλούν το θάνατό του. Ο θάνατος πολλών κυττάρων μπορεί να έχει ως αποτέλεσμα μια μη αντιστρεπτή βλάβη του οργανισμού. Επίσης, είναι δυνατόν κύτταρα που θα επιζήσουν από την ακτινοβολία να έχουν υποστεί βλάβες και κατά τον πολλαπλασιασμό τους να δημιουργήσουν νέα μεταλλαγμένα κύτταρα, που μπορεί να οδηγήσουν στην εμφάνιση καρκίνου. Η εμφάνιση καρκίνου οφείλεται σε χρωμοσωμικές ανωμαλίες ή μετατοπίσεις βάσεων του DNA που ενεργοποιούν ογκογονίδια και απενεργοποιούν ογκοκατασταλτικά γονίδια (White & Pharcah 2000, McKinlay 1981). Βλάβες από ακτινοβολίες μπορεί να προκληθούν επίσης και στο γενετικό υλικό των γενετικών κυττάρων. Στην περίπτωση αυτή, οι αλλαγές των γονιδίων οδηγούν σε μεταβολές διάφορων χαρακτηριστικών των απογόνων του οργανισμού. Οι πιο συνηθισμένες μορφές καρκίνου που προκαλούνται από έκθεση σε ιονίζουσες ακτινοβολίες είναι λευχαιμίες, καρκίνος μαστού, και πνεύμονα, κακοήθεις όγκοι οστών, θυρεοειδούς, ήπατος, εντέρου και δέρματος (Goaz & White 1994). Η κατανομή της μέσης ολικής επιβάρυνσης του πληθυσμού από ακτινοβολίες παρουσιάζεται στο σχήμα 3.4 (Regulla & Eder 2005). Η μέση δόση ακτινοβολίας στην οποία εκτίθεται ένας μέσος άνθρωπος κάθε χρόνο από φυσικές πηγές είναι 1,25 msv. Ωστόσο σε πολλές περιοχές της γης η 67

82 τιμή αυτή είναι ιδιαίτερα αυξημένη, εξαιτίας της ύπαρξης πετρωμάτων ή εδαφών με αυξημένα επίπεδα φυσικής ραδιενέργειας (UNSCEAR 2000). Σχήμα 3.4. Κατανομή της μέσης ολικής επιβάρυνσης του πληθυσμού σε παγκόσμιο επίπεδο από ακτινοβολία. Το μέγεθος των επιπτώσεων σε ένα οργανισμό που εκτίθεται σε ραδιενεργό ακτινοβολία εξαρτάται: 1. Από τη δόση που απορροφήθηκε. Όσο περισσότερο χρόνο εκτεθούμε και όσο πιο κοντά είμαστε στη ραδιενεργό πηγή τόσο μεγαλύτερη δόση θα πάρουμε. 2. Από το ρυθμό λήψης της δόσης. Αν πάρουμε ορισμένη δόση σε 1 ώρα θα προκαλέσει μεγαλύτερη ζημιά από το αν την πάρουμε σε 1 μήνα. 3. Από το είδος της ακτινοβολίας. Η ακτινοβολία-α προκαλεί μεγαλύτερη ζημιά, αν φτάσει στους πνεύμονες ή στο αίμα, από ότι η ακτινοβολία-β και -γ. 4. Από την ακτινευαισθησία του υποκειμένου. Τα παιδιά έχουν μεγαλύτερη ακτινευαισθησία από τους ενήλικες. 5. Από τις χημικές ιδιότητες του ραδιονουκλιδίου. Το στρόντιο π.χ. λόγω της χημικής ομοιότητας με το ασβέστιο αντικαθιστά το ασβέστιο στο γάλα, στα οστά και στα δόντια, κυρίως όταν υπάρχει έλλειψη ασβεστίου. 6. Από την ποσότητα ενέργειας που αποτίθεται στους ιστούς. Όλοι οι άνθρωποι λαμβάνουν ένα ελάχιστο ποσό ραδιενεργού ακτινοβολίας από φυσικές πηγές ή «ελεγχόμενες» αιτίες. Ο παρακάτω πίνακας (Πίνακας 3.1) δίνει τις ενδεικτικές τιμές ανά κατηγορία: 68

83 Πίνακας 3.1. Ενδεικτικές τιμές ραδιενεργού δόσης στον άνθρωπο από διάφορες φυσικές ή ελεγχόμενες πηγές. Πηγή ραδιενέργειας Ποσότητα ανά Έτος σε msv Κοσμική ακτινοβολία στο επίπεδο της θάλασσας Οικοδομικά υλικά κατοικιών 0,8 Έδαφος (ραδιενέργεια από πετρώματα, 0,3 έδαφος, επιφανειακό νερό) Αέρας, φαγητό, νερό 0,3 Διαγνωστικές ακτινογραφίες (εκτίμηση) 0,3 Άλλες πηγές (TV, χρήση πυρηνικής 0,2 τεχνολογίας κλπ) Σύνολο 2,2 0,3 I.C.R.P. (2008) Γενικά οι επιπτώσεις της υγείας από την ακτινοβολία χωρίζονται σε στοχαστικές και αιτιοκρατικές (ντετερμινιστικές) (Goodhead 2009): Α) Οι στοχαστικές επιπτώσεις είναι αποτελέσματα της τυχαίας φύσης της ακτινοβολίας που απορροφάται. Σχετίζονται με την πιθανότητα εμφάνισής τους και όχι με το μέγεθος των συνεπειών, ενώ συνδέονται με χρόνια έκθεση σε ακτινοβολία. Η πιθανότητα να συμβούν βλάβες στην υγεία είναι ανάλογη με τη δόση και για αυτές δεν υπάρχει κάποιο κατώτερο όριο ασφαλείας. Με την επίδραση της ακτινοβολίας στους βιολογικούς ιστούς, συμβαίνει μια αλληλουχία διαδικασιών οι οποίες περιλαμβάνουν: α) το φυσικό στάδιο κατά το οποίο η ιονίζουσα ακτινοβολία επιδρά στην ύλη και αποδίδει ενέργεια μέσω ιονισμών και διεγέρσεων, β) το χημικό στάδιο κατά το οποίο προκαλείται ρήξη χημικών δεσμών εξαιτίας των ιονισμών και των διεγέρσεων καθώς και της δημιουργίας ελεύθερων ριζών, και τέλος γ) το βιολογικό, κατά το οποίο επιδιορθώνονται οι μοριακές βλάβες που δημιουργήθηκαν πριν (Χαραλάμπους 1985, Goaz & White 1994, Mettler & Upton 1995, White & Pharcah 2000). Οι συνέπειες στην υγεία που σχετίζονται με στοχαστικές επιπτώσεις χωρίζονται σε σωματικές και γενετικές. Οι σωματικές στοχαστικές επιδράσεις είναι αποτέλεσμα επίδρασης της ακτινοβολίας στους ιστούς. Δημιουργούνται τυχαία και η σοβαρότητά τους εξαρτάται από τη δόση της ακτινοβολίας. Τα αποτελέσματα εκδηλώνονται μετά από την πάροδο 69

84 κάποιου χρονικού διαστήματος. Η πιθανότητα εμφάνισης βλάβης (καρκίνου) αυξάνεται αναλογικά με τη δόση της ακτινοβολίας, αλλά η σοβαρότητα του καρκίνου δεν εξαρτάται από τη δόση. Σε αυτή την κατηγορία περιλαμβάνεται ο καρκίνος, βράχυνση του χρόνου επιβίωσης περίπου 10 μέρες ανά rem, στείρωση, δερματίτιδα, καταρράκτης, λευχαιμία και οστεΐτιδα (Χαραλάμπους 1985, Mettler & Upton 1995). Οι γενετικές στοχαστικές επιδράσεις είναι αποτέλεσμα αλληλεπίδρασης ακτινοβολίας και γενετικών κυττάρων που βρίσκονται σε στάδιο αναπαραγωγής. Τα αποτελέσματα της επίδρασης της ακτινοβολίας εξαρτώνται από τη φάση του κυτταρικού κύκλου που βρίσκονται τα κύτταρα κατά τη στιγμή της ακτινοβόλησης. Η μέση θανατηφόρος δόση ανά κύτταρο για τα θηλαστικά είναι 1-2 Gy (Mettler & Upton 1995). Αυτό που καθορίζει τον κυτταρικό θάνατο είναι η βλάβη που προκαλείται στο DNA. Η ακτινοβολία είναι δυνατό να προκαλέσει μεταβολές στη σειρά των βάσεων του DNA και οι μεταβολές αυτές έχουν σαν αποτέλεσμα την εμφάνιση μεταλλάξεων. Β) Οι αιτιοκρατικές επιπτώσεις προκύπτουν από συστηματική αύξηση μιας αρχικής βλάβης που προκλήθηκε από ακτινοβολίες με αυξανόμενη έκθεση σε αυτές, αλλά οι επιπτώσεις στην υγεία γίνονται έκδηλες μόνο όταν έχει γίνει μια μεγάλη ζημιά στον ιστό ή το όργανο. Η σοβαρότητα και η πιθανότητα εμφάνισης κάποιας βλάβης εξαρτώνται από τη δόση της ακτινοβολίας και τη διάρκεια έκθεσης. Μεγάλες δόσεις ακτινοβολίας μπορεί να προκαλέσουν πολύ λιγότερα συμπτώματα αν δοθούν τμηματικά σε σχέση με το αν δοθούν σε μικρό χρονικό διάστημα. Υπάρχει ένα όριο κάτω από το οποίο δεν παρατηρούνται βλάβες. Αφορά συνήθως βραχυχρόνιες επιπτώσεις στην υγεία που δεν έχουν σχέση με καρκίνο. Σε αυτή την κατηγορία περιλαμβάνονται βλάβες στο αιμοποιητικό σύστημα, στο γαστρεντερικό σύστημα, στο κεντρικό νευρικό σύστημα, στο αναπνευστικό σύστημα (δόσεις > 8-11 Gy), στο ουροποιητικό σύστημα (δόσεις > 14 Gy), στο γεννητικό σύστημα (δόσεις >4 Gy), στο έμβρυο κατά τους πρώτους μήνες της κύησης, στο ενδοκρινικό σύστημα και στο δέρμα (εγκαύματα σε δόσεις > 6-8 Gy) (UNSCEAR ). Επιπτώσεις στην υγεία σε σχέση με την ένταση της ισοδύναμης δόσης και το χρόνο παρουσιάζονται στον πίνακα

85 Πίνακας 3.2. Αιτιοκρατικές επιπτώσεις στην υγεία σε σχέση με την ισοδύναμη δόση της ακτινοβολίας και το χρόνο έκθεσης. Ισοδύναμη δόση ακτινοβολίας Επιπτώσεις στην υγεία Χρόνος έκθεσης (χωρίς θεραπεία) (Sv) 0,05-0,10 μεταβολές στη χημική σύσταση του αίματος 0,50 ναυτία ώρες 0,55 κούραση 0,70 εμετός 0,75 απώλεια μαλλιών 2-3 βδομάδες 0,9 διάρροια 1 αιμορραγία 4 πιθανός θάνατος περίπου 2 μήνες 10 καταστροφή εντέρων εσωτερική αιμορραγία θάνατος 1-2 βδομάδες 20 βλάβη στο κεντρικό νευρικό σύστημα απώλεια συνείδησης θάνατος ορισμένα λεπτά ορισμένες ώρες μέχρι μέρες Ωστόσο υπάρχουν και θετικές συνέπειες από την έκθεση σε ακτινοβολία. Αυτές αφορούν χρήση ακτινοβολιών στη διαγνωστική ραδιολογία, την οδοντιατρική, στην πυρηνική ιατρική ή ραδιοθεραπεία και στη βιοϊατρική έρευνα Αρχές ακτινοπροστασίας Οι σύγχρονες αρχές ακτινοπροστασίας στηρίζονται στο διαχωρισμό των βιολογικών επιπτώσεων, που προκαλούν οι ακτινοβολίες, σε στοχαστικές και αιτιοκρατικές, όπως αναφέρθηκε παραπάνω. Στόχος της ακτινοπροστασίας είναι η αποφυγή των αιτιοκρατικών επιπτώσεων στον άνθρωπο με τον κατάλληλο έλεγχο των ανθρώπινων δραστηριοτήτων και διακρίνονται σε πρακτικές ακτινοπροστασίας και παρεμβάσεις (Goaz & White 1994). Αν θεωρήσουμε τη βιολογική απόκριση ενός ιστού στην ακτινοβολία γραμμική, τότε δεν υπάρχει δόση ακτινοβολίας κάτω από την οποία δεν υπάρχει κίνδυνος πρόκλησης βλάβης. Όσο μικρή και να είναι η ποσότητα ακτινοβολίας που απορροφά ένα κύτταρο, πάντα η πιθανότητα να εμφανιστούν κάποιες βλάβες αυξάνεται. Ωστόσο μελέτες σε ανθρώπινους πληθυσμούς που διαβιούν σε περιβάλλοντα με διαφορετικά επίπεδα ραδιενέργειας δείχνουν ότι υπάρχει όριο έκθεσης σε ακτινοβολία, κάτω από 71

86 το οποίο η ποσότητα ακτινοβολίας δε βλάπτει. Επομένως με θέσπιση κανόνων ασφαλείας και λήψη μέτρων προστασίας για τους πολίτες, είναι δυνατό να επιτευχθεί η βασική αρχή ALARA (As Low As Reasonably Achievable), δηλαδή τόσο χαμηλά όσο είναι λογικά εφικτό, λαμβανομένων υπόψη των επικρατούντων οικονομικών και κοινωνικών συνθηκών. Η τελευταία είναι μια βασική αρχή ακτινοπροστασίας που βασίζεται στην αρχή της βελτιστοποίησης. Σύμφωνα με μια δεύτερη αρχή, δεν επιτρέπεται η υπέρβαση των νομοθετημένων ορίων δόσεων, εκτός από ειδικές περιπτώσεις, όπως οι ιατρικές εφαρμογές. Στην Ελλάδα, η εθνική νομοθεσία σχετικά με τις ιοντίζουσες ακτινοβολίες περιλαμβάνει το Ν.Δ. 181/1974 περί προστασίας από ιονίζουσες ακτινοβολίες, το Ν. 1181/1981 περί κυρώσεως της ψηφισθείσης στη Γενεύη το έτος 1960 υπ' αριθμό 115 Διεθνούς Συμβάσεως περί προστασίας εργαζομένων από τις ιονίζουσες ακτινοβολίες, την Υ.Α. Α2 στ/1539/1985 που αφορά βασικούς κανόνες προστασίας της υγείας του πληθυσμού και των εργαζομένων από τους κινδύνους που προκύπτουν από ιονίζουσες ακτινοβολίες σε συμμόρφωση προς τις οδηγίες 80/836/EURATOM της 15ης Ιουλίου 1980 και 84/467/ EURATOM της 3ης Σεπτεμβρίου 1984, την Υ.Α (ΦΟΡ) 1004/1996 που αφορά στην προστασία στην πράξη των εργαζομένων οι οποίοι εκτίθενται σε κίνδυνο από ιονίζουσες ακτινοβολίες κατά τη διάρκεια των δραστηριοτήτων τους σε ελεγχόμενη περιοχή, την Υ.Α 1014 (ΦΟΡ) 94/2001 ΦΕΚ 216Β που αφορά έγκριση των πιο πρόσφατων κανονισμών ακτινοπροστασίας (πλήρως εναρμονισμένη με την οδηγία 96/29/EURATOM 31/5/1996) και την Υ.Α /ΕΦΑ (1897)/2006 που αφορά έλεγχο των κλειστών πηγών υψηλής ραδιενέργειας και των έκθετων πηγών. Τα όρια δόσεων για στοχαστικές επιπτώσεις παρουσιάζονται στον πίνακα 3.3 (I.C.R.P. 2008). Αξίζει να σημειωθεί ότι τα όρια έκθεσης σε ακτινοβολίες έχουν επανακαθοριστεί αρκετές φορές, όσο συνεχίζεται η έρευνα πάνω στις συνέπειες των ιονιζουσών ακτινοβολιών στην υγεία του ανθρώπου. Ενδεικτικό του παραπάνω είναι ότι το όριο έκθεσης πολιτών σε ακτινοβολίες έχει γίνει πιο αυστηρό και έχει επανακαθοριστεί από τα 15 msv/y το 1955 στο 1 msv/y σήμερα (Ι.C.R.P και Goodhead 2009). 72

87 Πίνακας 3.3. Όρια δόσεων για στοχαστικές επιπτώσεις Όρια δόσεων εργαζόμενοι γενικός πληθυσμός Ενεργός δόση Φακοί οφθαλμών Δέρμα Χέρια, πόδια 20 msv/y (μέσος όρος για 5 έτη) 150 msv 500 msv 500 msv 1 msv/y 15 msv 50 msv - Σύμφωνα με μια τρίτη αρχή, τα διάφορα είδη δραστηριοτήτων σχετικών με ιονίζουσες ακτινοβολίες (παραγωγή, εισαγωγή, επεξεργασία, χειρισμός, χρησιμοποίηση, κατοχή, αποθήκευση, μεταφορά και απόρριψη ραδιενεργών ουσιών φυσικών και τεχνητών, χρήση μηχανημάτων παραγωγής ιονιζουσών ακτινοβολιών, και οποιαδήποτε άλλη δραστηριότητα που εγκυμονεί κίνδυνο προερχόμενο από ιονίζουσες ακτινοβολίες) πρέπει να αιτιολογούνται εκ των προτέρων βάσει των πλεονεκτημάτων που παρέχουν. Η αιτιολόγηση μπορεί να έχει γενικό και όχι ειδικό κατά περίπτωση χαρακτήρα Μελέτες σχετικές με τη φυσική ραδιενέργεια στην Ελλάδα Μετρήσεις φυσικής ραδιενέργειας στην Ελλάδα έχουν γίνει από διάφορους ερευνητές, από Α.Ε.Ι. και από δημόσιους φορείς, όπως η Ελληνική Επιτροπή Ατομικής Ενέργειας (ΕΕΑΕ), Ινστιτούτο Γεωλογικών και Μεταλλευτικών Ερευνών (Ι.Γ.Μ.Ε.) και το Εργαστήριο Ραδιενέργειας Περιβάλλοντος του Εθνικού Κέντρου Έρευνας Φυσικών Επιστημών (Ε.Κ.Ε.Φ.Ε.) Δημόκριτος (Florou et al. 2007). Το Ι.Γ.Μ.Ε. έχει εκπονήσει μελέτες σχετικές με τη φυσική ραδιενέργεια γρανιτών στην περιοχή του Παρανεστίου Δράμας (Κρικέλας 1985, Ταουσίανης 1985, Καραγεωργίου et al. 1990, Περγάμαλης 1993a), στην Ικαρία (Βέκιος & Ευθυμιόπουλος 1990), στο γρανίτη Αξιουπόλεως (Γρανίτης Φανού) (Κούβελος 1982, Καραγεωργίου 1991), στη Βροντού (Koukoulis 1982), ενώ γενικότερη έρευνα πάνω στην ουρανιογένεση σε ελληνικούς γρανίτες έχει γίνει από τον Περγάμαλη (1989). Το συντονισμό του προγράμματος ελέγχου της ραδιενέργειας περιβάλλοντος, τόσο σε τακτική βάση όσο και σε έκτακτες καταστάσεις σε όλη τη χώρα, έχει η Ελληνική Επιτροπή Ατομικής Ενέργειας (Ε.Ε.Α.Ε.) η οποία υπάγεται στο Υπουργείο Παιδέιας, δια Βίου Μάθησης και 73

88 Θρησκευμάτων και εποπτεύεται από τη Γενική Γραμματεία Έρευνας και Τεχνολογίας. Η Ε.Ε.Α.Ε. τηρεί επίσης, το εθνικό αρχείο μετρήσεων και είναι αρμόδια για την έγκαιρη προειδοποίηση της Πολιτείας και των αρμόδιων Ευρωπαϊκών και Διεθνών οργανισμών σε περίπτωση αυξημένων επιπέδων ραδιενέργειας, όπως προβλέπεται από το Γενικό Σχέδιο Έκτακτης Ανάγκης Ξενοκράτης. Μετρήσεις φυσικής ραδιενέργειας σε άμμους παραλιών και θαλάσσια ιζήματα έχουν γίνει από τους Αθανασοπούλου (1991), Filippidis et al. (1997) και Περγάμαλη et al. (2001). Μελέτες σχετικές με τη φυσική ραδιενέργεια γρανιτικών πετρωμάτων στον ελλαδικό χώρο έχουν γίνει στα πλαίσια δύο διατριβών ειδίκευσης στον Τομέα Ορυκτολογίας-Πετρολογίας-Κοιτασματολογίας του Αριστοτελείου Πανεπιστημίου Θεσσαλονίκης. Η πρώτη (Παυλίδου 2002) αφορούσε εισαγόμενα στην Ελλάδα γρανιτικά πετρώματα που χρησιμοποιούνται ως δομικά υλικά και η δεύτερη (Καραβασίλη 2004) τη φυσική ραδιενέργεια επιλεγμένων γρανιτικών πετρωμάτων από τη Β. Ελλάδα. Τέλος, στη διδακτορική διατριβή του ο Βέκιος (1999), έκανε μετρήσεις φυσικής ραδιενέργειας σε πετρώματα της νήσου Ικαρίας (ανάμεσά τους και σε γρανίτες), τόσο επιφανειακά με χρήση σπινθηρομέτρου όσο και σε ολικό πέτρωμα με XRF. Τα αποτελέσματα των μετρήσεων με φασματοσκοπία ακτίνων-γ της παρούσας διατριβής για τα δείγματα της Ικαρίας, έρχονται σε καλή συμφωνία και επιβεβαιώνουν τα αποτελέσματα που παρουσιάζονται στους ραδιομετρικούς χάρτες και τις αναλύσεις ολικού πετρώματος σε U του Βέκιου (1999). 74

89 4. ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑ ΓΡΑΝΙΤΙΚΩΝ ΠΕΤΡΩΜΑΤΩΝ ΑΠΟ ΤΟΝ ΕΛΛΑΔΙΚΟ ΧΩΡΟ Σε αυτό το κεφάλαιο γίνεται παράθεση των αποτελεσμάτων της μελέτης της φυσικής ραδιενέργειας των γρανιτικών πετρωμάτων του ελλαδικού χώρου και σύγκρισή τους με αντίστοιχα αποτελέσματα στο έδαφος και άλλα δομικά υλικά που χρησιμοποιούνται στην Ελλάδα αλλά και σε διεθνές επίπεδο. Πριν προχωρήσουμε όμως στην παράθεση αυτή, κρίνουμε σκόπιμο να δοθούν σε γενικές γραμμές οι συγκεντρώσεις του U και του Th σε γρανιτικά πετρώματα. Το U και το Th βρίσκονται σε πετρώματα, στο έδαφος και νερά, επιφανειακά και θαλάσσια. Τυπικές συγκεντρώσεις του U σε πυριγενή πετρώματα είναι 8,1-33 ppm με μέση τιμή 12 ppm (UNSCEAR 2000), 6 ppm σε ψαμμίτες και 1 ppm σε ασβεστόλιθους (Taylor & McClennan 1985, UNSCEAR 2000, Kyser & Cuney 2009). Οι συγκεντρώσεις σε νερά είναι γενικά περιορισμένες. Το περιεχόμενο σε Th των πυριγενών πετρωμάτων είναι περίπου τέσσερις φορές μεγαλύτερο του U, αλλά από τη στιγμή που η ειδική ενεργότητα του Th είναι υποτετραπλάσια αυτής του U, η ραδιενέργεια του U και του Th είναι παρόμοια. Ειδικότερα, οι υψηλού Ca μεταργιλικοί γρανίτες περιέχουν 6-10 ppm U και 7-15 ppm Τh. Οι χαμηλού Ca υπεραργιλικοί γρανίτες, παρουσιάζουν συγκεντρώσεις σε U και Th και ppm αντίστοιχα. Η μέση τιμή της συγκέντρωσης των γρανιτικών πετρωμάτων σε U είναι 3-4 ppm και σε Th είναι ppm (Clark et al. 1996, Kyser & Cuney 2009). Οι τιμές της ενεργότητας (σε Bq/kg) των σειρών 238 U και 232 Th για τα εξεταζόμενα δείγματα που προέκυψαν χρησιμοποιώντας τη φασματοσκοπία ακτίνων γ και μετρήθηκαν στο Εργαστήριο Ατομικής και Πυρηνικής Φυσικής του τομέα Πυρηνικής Φυσικής και Φυσικής Στοιχειωδών Σωματιδίων του τμήματος Φυσικής του Α.Π.Θ., παρουσιάζονται ανά πλουτωνίτη στον πίνακα 4.1, μαζί με τα σφάλματα των μετρήσεων. Η μεθοδολογία που χρησιμοποιήθηκε στις μετρήσεις της φυσικής ραδιενέργειας, παρουσιάζονται στο παράρτημα Ι. Επίσης, υπολογίστηκαν οι συγκεντρώσεις του U και του Th με μετατροπή από Bq/kg σε ppm. Η μετατροπή από μονάδες ενεργότητας (Bq/kg) σε μονάδες συγκέντρωσης (ppm) έγινε χρησιμοποιώντας τις παρακάτω σχέσεις για τη σειρά του U, 75

90 του Th και το Κ αντίστοιχα: 1ppm 238 U = 12,34 Bq/kg, 1ppm 232 Th = 4,07 Bq/kgκαι 1ppm 40 K = 317 Bq/kg(Anjos et al. 2005). Τέλος, στον πίνακα 4.1 δίνονται και οι τιμές για το λόγο Th/U. Για τον υπολογισμό του, χρησιμοποιήθηκαν οι τιμές του 238 U σε ppm για το ολικό U, και οι τιμές του 228 Ra ως αντιπροσωπευτικές του ολικού Th. Τα παραπάνω έγιναν με τη λογική ότι το 238 U αποτελεί το 99,9% περίπου του ολικού U. Σε ό,τι αφορά το 228 Ra, αυτό χρησιμοποιείται αντί του 232 Th, υποθέτοντας ότι βρίσκεται σε ραδιενεργό ισορροπία με το 232 Th. Προκειμένου να περιγραφούν τα αποτελέσματα των ενεργοτήτων των φυσικών ραδιονουκλιδίων που μετρήθηκαν και να γίνουν συγκρίσεις, υπολογίστηκαν κάποιες στατιστικές παράμετροι, όπως το εύρος, η μέση τιμή και η τυπική απόκλιση. Στον πίνακα 4.2, παρατίθενται οι τιμές ενεργότητας φυσικών ραδιονουκλιδίων σε διάφορα πετρώματα σε παγκόσμια κλίμακα, όπως αυτές δίνονται από την UNSCEAR (1993), ενώ στον πίνακα 4.3 παρουσιάζονται οι αντίστοιχες τιμές που προέκυψαν από πετρώματα των Σκανδιναβικών χωρών (UNSCEAR 1993). Τέλος, στον πίνακα 4.4 παρουσιάζονται στατιστικά στοιχεία για τις ενεργότητες των ραδιενεργών ισοτόπων σε γρανιτικά πετρώματα του ελληνικού εμπορίου (Παυλίδου 2002). Οι τιμές που προέκυψαν για τους γρανίτες από τον ελλαδικό χώρο συγκρίνονται με τις αντίστοιχες τιμές της μέσης σύστασης του εδάφους, της μέσης σύστασης των δομικών υλικών, στην Ελλάδα και παγκόσμια, καθώς και με τιμές από άλλα δομικά υλικά. 76

91 Ξάνθη Πίνακας 4.1. Ενεργότητα (Bq/kg) ραδιονουκλιδίων των σειρών 238 U και 232 Th και του 40 Κ των εξεταζόμενων δειγμάτων, συγκεντρώσεις (ppm) του U, Th και Κ και τιμές του λόγου Th/U. Βαρνούντας Μαρώνεια Περιοχή Δείγμα 238 U ±σ Ραδιενεργός σειρά 238 U Ραδιενεργός σειρά 232 Th 226 Ra ±σ 228 Ra ±σ 228 Th ±σ 40 K ±σ U (ppm) Th (ppm) 40 K (ppm) GAE-1 13,8 3,5 15,6 0,3 19,2 1,1 18,2 0,4 291,0 5,0 1,12 4, ,0 4,22 GAE-9 45,4 4,5 42,7 0,5 51,6 1,6 50,7 0,8 685,0 9,0 3,68 12, ,3 3,45 GAE-11 7,4 4,0 5,3 0,3 5,6 0,9 6,5 0,8 175,0 4,0 0,60 1, ,3 2,29 XMZ ,8 6,6 169,2 1,0 191,2 4,7 188,2 2,4 1172,0 14,0 14,25 46, ,7 3,30 X ,7 6,0 79,6 0,6 77,1 2,5 73,1 1,1 915,0 11,0 5,89 18, ,0 3,22 ΝG-5 <ΟΑ* - 2,5 0,3 6,5 0,6 <ΟΑ* - 64,0 3,0 0,20 1, ,3 7,99 MZ ,0 13,0 170,0 2,0 178,0 4,0 189,0 3,0 1304,0 22,0 14,99 43, ,7 2,92 X ,0 8,0 124,0 1,0 164,0 2,0 171,0 4,0 897,0 14,0 9,88 40, ,8 4,09 L-13 64,0 5,9 58,7 0,5 119,5 3,0 115,6 1,5 1113,0 13,0 5,19 29, ,0 5,66 MP-5 62,7 4,8 61,4 0,5 82,8 2,5 79,5 1,1 1027,0 12,0 5,08 20, ,3 4,00 P-5 46,4 5,1 44,0 0,5 90,9 2,5 88,1 1,2 1104,0 13,0 3,76 22, ,0 5,94 I-3 109,9 5,7 97,3 0,6 110,4 2,9 104,9 1,4 1386,0 15,0 8,91 27, ,0 3,05 T-10 72,1 5,1 73,2 0,6 98,6 2,6 100,1 1,4 970,0 12,0 5,84 24, ,3 4,15 P-7 41,0 5,0 26,9 0,4 37,0 1,0 36,0 1,0 698,0 9,0 3,32 9, ,7 2,74 ΚR-9 50,0 6,0 50,0 1,0 77,0 2,0 78,0 1,0 956,0 14,0 4,05 18, ,7 4,67 MP-12 44,0 5,0 34,7 0,4 146,0 3,0 142,0 2,0 799,0 10,0 3,57 35, ,3 10,06 MP ,0 7,0 113,1 0,8 110,0 2,0 108,0 1,0 866,0 12,0 9,97 27, ,7 2,71 MP-3 109,7 5,3 106,7 0,7 110,5 3,0 110,0 1,4 954,0 12,0 8,89 27, ,0 3,05 MP-6 60,3 4,8 65,9 0,6 75,5 2,3 71,8 1,0 810,0 10,0 4,89 18, ,0 3,80 MP ,0 6,1 146,2 0,8 152,0 3,8 148,5 1,8 924,0 11,0 12,40 37, ,0 3,01 MP-53 49,7 5,6 51,4 0,6 49,1 1,8 50,0 0,9 663,0 10,0 4,03 12, ,0 3,00 MP ,8 6,3 123,4 0,8 125,6 3,3 124,9 1,6 1146,0 13,0 9,14 30, ,0 3,38 MP ,4 8,0 315,4 1,4 375,5 8,2 372,2 4,3 1420,0 16,0 21,59 92, ,3 4,27 ΜR-11 88,0 5,0 97,0 1,0 94,0 2,0 99,0 1,0 1051,0 14,0 7,13 23, ,3 3,24 Τh/U 77

92 Πίνακας 4.1. (Συνέχεια). Ενεργότητα (Bq/kg) ραδιονουκλιδίων των σειρών 238 U και 232 Th και του 40 Κ των εξεταζόμενων δειγμάτων, συγκεντρώσεις (ppm) του U, Th και Κ και τιμές του λόγου Th/U. Περιοχή Δείγμα 238 U ±σ Καστοριά Σιθωνία Βροντού Ελατιά Ραδιενεργός σειρά 238 U Ραδιενεργός σειρά 232 Th 226 Ra ±σ 228 Ra ±σ 228 Th ±σ 40 K ±σ U (ppm) Th (ppm) 40 K (ppm) PE-11 49,9 5,0 44,7 0,5 50,2 1,6 50,2 0,8 973,0 12,0 4,04 12, ,3 3,05 TH-5 74,6 5,2 70,0 0,6 66,2 2,0 68,6 1,0 1099,0 13,0 6,05 16, ,3 2,69 STH ,8 5,0 45,2 0,5 29,7 3,8 28,8 0,6 751,0 10,0 4,52 7, ,3 1,61 STH ,6 4,8 29,0 0,4 31,7 1,3 29,4 1,2 603,0 9,0 2,64 7, ,0 2,95 STH-9 55,9 5,3 52,4 0,7 73,6 2,1 75,7 1,2 577,3 10,2 4,53 18, ,4 3,99 STH-5 41,0 4,0 38,0 0,5 43,0 1,0 43,0 1,0 693,0 9,0 3,32 10, ,0 3,18 STH-6 73,0 4,0 68,0 1,0 61,0 2,0 64,0 1,0 689,0 11,0 5,92 14, ,7 2,53 STH-13 12,0 4,0 16,4 0,4 19,0 1,0 18,0 1,0 892,0 11,0 0,97 4, ,3 4,80 STH ,0 6,0 69,0 1,0 80,0 2,0 80,0 1,0 777,0 10,0 5,02 19, ,0 3,91 STH ,0 7,0 56,0 1,0 76,0 2,0 77,0 1,0 754,0 14,0 3,97 18, ,3 4,70 SB ,0 7,0 136,0 1,0 153,0 3,0 152,0 2,0 1466,0 17,0 11,35 37, ,7 3,31 SB ,0 6,0 109,0 1,0 117,0 3,0 113,0 2,0 1110,0 14,0 8,67 28, ,0 3,32 SB-50 70,0 6,0 69,0 1,0 69,0 2,0 70,0 1,0 717,0 12,0 5,67 16, ,0 2,99 SB-55 1,4 0,3 1,8 0,5 2,0 0,3 68,0 4,0 0,11 0, ,7 3,93 L-4 44,0 2,0 54,0 1,0 73,0 2,0 75,0 1,0 919,0 12,0 3,57 17, ,3 5,03 B-7 85,0 5,0 88,0 1,0 134,0 3,0 123,0 2,0 993,0 13,0 6,89 32, ,0 4,78 TS ,0 6,0 90,0 1,0 145,0 3,0 138,0 2,0 1460,0 16,0 8,10 35, ,7 4,40 D-5 46,0 5,0 41,0 1,0 76,0 2,0 77,0 1,0 546,0 11,0 3,73 18, ,0 5,01 D-8b 45,0 4,0 44,0 1,0 82,0 2,0 82,0 1,0 748,0 10,0 3,65 20, ,3 5,52 D-15 50,0 5,0 46,0 1,0 132,0 3,0 130,0 2,0 1448,0 19,0 4,05 32, ,7 8,00 DSK-17 43,0 4,0 41,0 1,0 77,0 2,0 80,0 1,0 524,0 10,0 3,48 18, ,7 5,43 A ,0 8,0 231,0 1,0 49,0 2,0 49,0 1,0 1232,0 16,0 17,26 12, ,7 0,70 Τh/U 78

93 Γρανίτης Πανόραμα Πίνακας 4.1. (Συνέχεια). Ενεργότητα (Bq/kg) ραδιονουκλιδίων των σειρών 238 U και 232 Th και του 40 Κ των εξεταζόμενων δειγμάτων, συγκεντρώσεις (ppm) του U, Th και Κ και τιμές του λόγου Th/U. Περιοχή Δείγμα 238 U ±σ Ραδιενεργός σειρά 238 U Ραδιενεργός σειρά 232 Th 226 Ra ±σ 228 Ra ±σ 228 Th ±σ 40 K ±σ U (ppm) Th (ppm) 40 K (ppm) H-9 35,0 4,0 33,0 1,0 126,0 3,0 124,0 2,0 1111,0 14,0 2,84 30, ,3 10,91 G-2 103,0 7,0 141,0 1,0 203,0 4,0 195,0 3,0 1632,0 21,0 8,35 49, ,0 5,98 G-6 94,0 7,0 106,0 1,0 101,0 2,0 100,0 1,0 1060,0 13,0 7,62 24, ,3 3,26 PR-27 48,0 5,0 56,0 1,0 63,0 2,0 66,0 1,0 987,0 14,0 3,89 15, ,0 3,98 P-6 125,0 5,0 122,0 1,0 141,0 3,0 143,0 2,0 1177,0 16,0 10,13 34, ,3 3,42 Φίλιπποι YD-12 20,0 3,0 28,0 1,0 38,0 1,0 39,0 1,0 709,0 10,0 1,62 9, ,3 5,76 Μουριές MP ,0 6,0 55,5 0,5 93,0 2,0 95,0 1,0 1299,0 15,0 5,83 22, ,0 3,92 MP ,0 6,0 59,3 0,5 85,0 2,0 85,0 1,0 1235,0 14,0 5,83 20, ,7 3,58 Λεπτοκαρυά-Κίρκη Μονοπήγαδο Αρναία Φανός Σαμοθράκη ΜΡ ,0 6,0 73,0 1,0 95,0 2,0 95,0 1,0 1386,0 15,0 6,40 23, ,0 3,65 L-23a 58,0 4,0 64,0 1,0 55,0 2,0 59,0 1,0 882,0 13,0 4,70 13, ,0 2,88 MO-4 42,0 6,0 34,9 0,4 41,0 1,0 41,0 1,0 758,0 9,0 3,40 10, ,7 2,96 MO ,0 6,0 111,5 0,8 58,0 2,0 55,0 1,0 1030,0 13,0 9,64 14, ,3 1,48 ARN-3 86,0 6,0 59,4 0,6 116,0 2,0 116,0 2,0 1304,0 15,0 6,97 28, ,7 4,09 ARN-9 63,0 5,0 50,2 0,5 76,0 2,0 74,0 1,0 55,0 3,0 5,11 18, ,3 3,66 ARN-12 80,0 5,0 51,7 0,5 113,0 2,0 112,0 1,0 155,0 5,0 6,48 27, ,7 4,28 FN ,0 8,0 135,1 0,6 218,0 4,0 212,0 2,0 1242,0 14,0 12,88 53, ,0 4,16 F-5 157,0 7,0 108,6 0,8 142,0 3,0 139,0 2,0 1214,0 14,0 12,72 34, ,7 2,74 MD-2 119,0 7,0 76,2 0,8 210,0 4,0 209,0 2,0 1245,0 14,0 9,64 51, ,0 5,35 FP-1 151,0 7,0 122,2 0,8 169,0 3,0 164,0 2,0 1277,0 14,0 12,24 41, ,7 3,39 ΧΧ-2 137,0 6,0 128,4 1,0 73,0 2,0 74,0 1,0 992,0 13,0 11,10 17, ,7 1,62 Τh/U 79

94 Καβάλα Ιερισσός Στρατώνι Άγιο Όρος Φλαμούρι 3 Βρύσες Πίνακας 4.1. (Συνέχεια). Ενεργότητα (Bq/kg) ραδιονουκλιδίων των σειρών 238 U και 232 Th και του 40 Κ των εξεταζόμενων δειγμάτων, συγκεντρώσεις (ppm) του U, Th και Κ και τιμές του λόγου Th/U. Ραδιενεργός σειρά 238 U Ραδιενεργός σειρά 232 Th Περιοχή Δείγμα 238 U ±σ 226 Ra ±σ 228 Ra ±σ 228 Th ±σ 40 K ±σ RF ,0 7,0 147,9 0,9 146,0 3,0 142,0 2,0 799,0 10,0 U (ppm) Th (ppm) 40 K (ppm) ΚΒ-31 21,2 0,9 23,8 0,1 6,7 0,2 6,8 0,1 89,7 1,3 1,72 1, ,2 0,96 ΚΒ-6 209,7 9,2 192,3 1,3 100,8 2,8 106,4 1,7 754,4 12,6 16,99 24, ,1 1,46 ΚΒ ,1 8,0 93,5 0,9 80,5 2,1 84,7 1,4 562,2 10,4 8,12 19, ,4 2,44 Κ-36 48,3 5,5 39,6 0,7 48,2 1,8 47,7 1,0 975,0 15,5 3,91 11, ,5 3,03 Κ-42 71,0 7,4 65,1 0,7 43,1 1,5 42,7 0,8 823,8 11,8 5,75 10, ,6 1,84 ΚΒ-1 98,9 7,8 89,1 0,9 65,0 2,0 74,8 1,3 818,7 13,0 8,02 15, ,3 1,99 Κ-38 52,2 6,7 36,7 1,4 85,0 4,1 85,8 2,2 828,7 25,2 4,23 20, ,8 4,93 Κ ,6 6,2 138,9 0,8 62,8 1,7 65,1 1,0 763,9 9,8 12,28 15, ,5 1,26 ΙERP-1 36,0 5,0 28,5 0,5 22,0 1,0 23,0 1,0 748,0 11,0 2,92 5, ,3 1,85 STR-1 58,0 5,0 42,1 0,6 80,0 2,0 78,0 1,0 929,0 13,0 4,70 19, ,7 4,18 ΑΟ-9 234,4 8,8 219,4 1,1 138,6 2,6 139,2 1,8 599,1 8,6 18,99 34, ,9 1,79 ΑΟ-27 91,8 8,4 76,3 0,9 240,0 4,5 252,2 3,2 1310,1 17,8 7,44 58, ,2 7,93 ΑΟ ,8 5,2 18,6 0,5 72,4 2,0 75,3 1,2 1020,5 14,6 1,93 17, ,4 9,21 ΑΟ-57 80,4 5,6 93,7 0,8 72,1 2,0 72,9 1,2 968,7 13,9 6,51 17, ,9 2,72 FL-1 33,5 6,6 29,9 0,6 13,5 1,2 12,4 0,5 484,4 9,8 2,72 3, ,6 1,22 FL-2 31,5 5,1 29,4 0,6 52,1 1,6 51,9 0,9 599,4 10,0 2,55 12, ,7 5,01 3BR ,9 5,4 18,3 0,5 18,0 1,2 16,9 0,6 326,3 7,8 2,42 4, ,3 1,82 3BR-1 14,6 6,1 18,4 0,5 25,4 1,2 25,9 0,6 406,4 8,6 1,19 6, ,6 5,25 (CHAL-1) PTV-1 48,0 7,0 42,0 1,0 51,0 2,0 54,0 1,0 134,0 7,0 3,91 12, ,2 3,22 Χαλάσματα PLH-1 20,0 5,0 25,0 1,0 24,0 1,0 25,0 1,0 390,0 9,0 1,64 5, ,7 3,55 Τh/U 80

95 Τήνος Μύκονος Πάρος Νάξος Ικαρία Σέριφος Πίνακας 4.1. (Συνέχεια). Ενεργότητα (Bq/kg) ραδιονουκλιδίων των σειρών 238 U και 232 Th και του 40 Κ των εξεταζόμενων δειγμάτων, συγκεντρώσεις (ppm) του U, Th και Κ και τιμές του λόγου Th/U. Ραδιενεργός σειρά 238 U Ραδιενεργός σειρά 232 Th U Th 40 K Περιοχή Δείγμα 238 U ±σ 226 Ra ±σ 228 Ra ±σ 228 Th ±σ 40 K ±σ (ppm) (ppm) (ppm) Τh/U PLH-2 20,0 5,0 22,0 1,0 20,0 1,0 23,0 1,0 307,0 8,0 1,59 4, ,5 3,10 KR-1 70,2 8,1 64,4 0,5 58,0 1,5 59,3 0,9 833,2 10,1 5,69 14, ,5 2,50 FAL-1 71,0 6,0 80,0 1,0 67,0 2,0 73,0 1,0 1021,0 14,0 5,75 16, ,1 2,85 FAL-2 73,0 7,0 97,0 1,0 62,0 2,0 64,0 1,0 990,0 14,0 5,89 15, ,6 2,60 TUM-1 196,0 6,0 73,0 1,0 99,0 2,0 98,0 2,0 1094,0 16,0 15,87 24, ,4 1,54 PLM-1 72,0 7,0 81,0 1,0 83,0 1,0 82,0 2,0 853,0 12,0 5,83 20, ,6 3,48 NP-2 57,0 7,0 55,0 1,0 65,0 2,0 69,0 1,0 1095,0 16,0 4,59 16, ,9 3,50 KP-1 27,0 6,0 26,0 1,0 57,0 2,0 59,0 1,0 798,0 12,0 2,20 14, ,6 6,40 APN-1 81,0 8,0 82,0 1,0 105,0 3,0 106,0 2,0 996,0 14,0 6,54 25, ,3 3,94 AAN-1 87,0 9,0 76,0 1,0 86,0 2,0 88,0 1,0 962,0 15,0 7,07 21, ,5 2,98 KAN-1 31,0 6,0 33,0 1,0 72,0 2,0 76,0 1,0 1133,0 16,0 2,50 17, ,8 7,04 VN-1 99,0 8,0 100,0 1,0 132,0 2,0 131,0 3,0 1141,0 17,0 8,06 32, ,1 4,03 API-2 229,0 10,0 206,0 1,0 96,0 2,0 100,0 1,0 1064,0 12,0 18,56 23, ,2 1,27 AI-1 85,0 8,0 107,0 1,0 97,0 3,0 99,0 1,0 1138,0 15,0 6,89 23, ,3 3,45 KI ,0 1,0 87,0 3,0 91,0 1,0 1046,0 16,0 7,63 21, ,9 2,81 MI-1 72,0 8,0 68,0 1,0 90,0 2,0 94,0 1,0 941,0 13,0 5,83 22, ,1 3,78 PI-1 179,0 9,0 183,0 1,0 65,0 2,0 63,0 1,0 1145,0 16,0 14,52 15, ,2 1,09 KI-1 67,0 8,0 74,0 1,0 81,0 2,0 85,0 1,0 1055,0 14,0 5,40 19, ,8 3,68 XI-3 71,0 7,0 83,0 1,0 41,0 1,0 39,0 2,0 974,0 15,0 5,73 10, ,8 1,74 KAS-1 48,0 7,0 49,0 1,0 46,0 1,0 49,0 1,0 807,0 10,0 3,85 11, ,7 2,92 KS-1 59,7 7,6 50,4 0,7 52,3 1,7 55,2 1,0 873,6 13,2 4,84 12, ,9 2,66 XS-1 67,0 5,0 65,0 1,0 46,0 1,0 47,0 2,0 761,0 15,0 5,45 11, ,6 2,07 81

96 Λαύριο Καστανιά Παπίκιο Όρος Δεσκάτη Πίνακας 4.1. (Συνέχεια). Ενεργότητα (Bq/kg) ραδιονουκλιδίων των σειρών 238 U και 232 Th και του 40 Κ των εξεταζόμενων δειγμάτων, συγκεντρώσεις (ppm) του U, Th και Κ και τιμές του λόγου Th/U. Περιοχή Δείγμα 238 U ±σ Παλιός Άγιος Αθανάσιος Δήλος Κασσιτερές Πεύκη (Παρανέστι) Ραδιενεργός σειρά 238 U Ραδιενεργός σειρά 232 Th 226 Ra ±σ 228 Ra ±σ 228 Th ±σ 40 K ±σ U (ppm) Th (ppm) 40 K (ppm) L-1 66,0 7,0 62,0 1,0 57,0 2,0 59,0 1,0 788,0 12,0 5,37 13, ,0 2,60 KST-20 33,0 7,0 32,0 1,0 53,0 2,0 52,0 1,0 919,0 15,0 2,67 13, ,2 4,89 KST-5 11,0 4,0 15,0 1,0 44,0 2,0 44,0 1,0 708,0 14,0 0,85 10, ,5 12,69 P ,0 8,0 42,0 1,0 49,0 2,0 50,0 1,0 831,0 13,0 4,29 11, ,9 2,79 P ,0 7,0 58,0 1,0 66,0 2,0 69,0 1,0 1173,0 17,0 6,11 16, ,8 2,66 P ,0 8,0 49,0 1,0 143,0 3,0 149,0 2,0 93,0 5,0 5,29 35, ,5 6,62 DESK05 49,0 5,0 37,0 1,0 60,0 2,0 62,0 1,0 1336,0 17,0 3,98 14, ,8 3,72 PAA-1 45,0 7,0 39,0 1,0 80,0 1,0 83,0 2,0 811,0 12,0 3,67 19, ,6 5,36 DEL-1 56,0 8,0 53,0 1,0 99,0 2,0 104,0 2,0 851,0 13,0 4,52 24, ,1 5,40 DEL-2 44,0 7,0 41,0 1,0 80,0 2,0 83,0 1,0 1220,0 17,0 3,58 19, ,8 5,50 PKS-1 34,0 6,0 48,0 1,0 45,0 1,0 45,0 1,0 552,0 10,0 2,72 10, ,5 4, ,0 8,0 74,0 1,0 93,0 3,0 92,0 2,0 830,0 15,0 7,46 22, ,4 3,06 Mέση τιμή 79,2 73,6 85,3 86,4 881,4 6,32 20, ,6 3,82 Mέγιστη τιμή 266,4 315,4 375,5 372,2 1632,0 21,59 92, ,0 12,69 Ελάχιστη τιμή 7,4 1,4 1,8 2,0 55,0 0,11 0, ,3 0,70 Τυπική Απόκλιση 51,3 50,8 53,7 53,0 331,6 4,1 13, ,9 1,95 * ΟΑ= Όριο Ανισχνευσιμότητας Τh/U 82

97 Πίνακας 4.2. Στατιστικά στοιχεία ενεργότητας 226 Ra και 228 Ra (Bq/kg) διάφορων πετρωμάτων παγκοσμίως (UNSCEAR 1993). Πέτρωμα 226 Ra 228 Ra Μέση τιμή Εύρος Μέση τιμή Εύρος Γρανίτης , Βασάλτης 11 0, ,2-3,6 Ασβεστόλιθος 45 0, ,1-540 Ψαμμίτης/αργ. σχιστόλιθος , Γνεύσιος ,4-420 Σχιστόλιθος ,4-370 Πίνακας 4.3. Εύρος συγκεντρώσεων 226 Ra, 232 Th και 40 K σε διάφορα πετρώματα των Σκανδιναβικών χωρών (UNSCEAR 1993). Πέτρωμα 226 Ra 232 Th 40 K Γρανίτης Γρανίτης πλούσιος σε U και Th Γνεύσιος Διορίτης Ψαμμίτης Ασβεστόλιθος Αργ. σχιστόλιθος Σύμφωνα με τους παραπάνω πίνακες, τα γρανιτικά πετρώματα της Ελλάδας παρουσιάζουν χαμηλότερη μέση τιμή ενεργότητας, τόσο για το 226 Ra (73,6 έναντι 78 Bq/kg αντίστοιχα), όσο και για το 228 Ra (85,3 έναντι 111 Bq/kg αντίστοιχα) σε σχέση με το διεθνή μέσο όρο της UNSCEAR (1993). Επίσης, η μέγιστη παρατηρούμενη τιμή ενεργότητας σε 226 Ra και 228 Ra στα ελληνικά δείγματα είναι 315,4 και 375,5 Bq/kg αντίστοιχα, τιμές αρκετά χαμηλότερες από τις αντίστοιχες των διεθνών (370 και 1030 Bq/kg αντίστοιχα). Συγκρίνοντας τις τιμές ενεργότητας των φυσικών ραδιονουκλιδίων των εξεταζόμενων γρανιτικών δειγμάτων του ελληνικού χώρου με τις αντίστοιχες των γρανιτών του ελληνικού εμπορίου (Πίνακας 4.4), παρατηρείται ότι η μέση τιμή της ενεργότητας του 226 Ra και του 228 Ra (το οποίο θεωρείται σε ισορροπία με το 232 Th και χρησιμοποιείται αντί αυτού για συγκρίσεις) των ελληνικών γρανιτών είναι ελαφρώς υψηλότερη αυτής των εισαγόμενων γρανιτών. Αντίθετα, σε ό,τι αφορά την ενεργότητα του 83

98 40 Κ, η μέση τιμή των ελληνικών γρανιτών είναι αρκετά χαμηλότερη αυτής των εισαγόμενων (881,4 έναντι 1104 Bq/kg αντίστοιχα). Πίνακας 4.4. Στατιστικά στοιχεία για τις ενεργότητες σε Bq/kg των ραδιενεργών ισοτόπων 226 Ra, 232 Th και 40 K των 16 δειγμάτων των γρανιτών του ελληνικού εμπορίου (Παυλίδου 2002) Ραδιενεργό ισότοπο 226 Ra 232 Th 40 Κ Μέσος όρος συγκεντρώσεων 63, Τυπική απόκλιση Εύρος 1,6-170 <OA* Όριο ανιχνευσιμότητας (ΟΑ) για ακρίβεια 10% 1, *ΟΑ= Όριο Ανιχνευσιμότητας Προκειμένου να γίνουν πιο κατανοητές οι συγκρίσεις, κατασκευάστηκαν τα διαγράμματα των % συχνοτήτων των αντίστοιχων κλάσεων για τις ενεργότητες του 226 Ra, του 228 Ra και του 40 Κ (Σχήματα ) για τα γρανιτικά πετρώματα του ελλαδικού χώρου, (Σχήματα 4.6 και 4.7) για τους γρανίτες του ελληνικού εμπορίου. Για τα 226 Ra και 228 Ra, παρουσιάζονται σχετικά διαγράμματα τόσο σε Bq/kg, όσο και σε ppm. Συχνότητα % Ra (Bq/kg) Σχήμα 4.1. Κατανομή % συχνοτήτων του 228 Ra (Βq/kg) σε κλάσεις για τα εξεταζόμενα γρανιτικά πετρώματα του ελλαδικού χώρου. 84

99 Σχήμα 4.2. Κατανομή % συχνοτήτων του 228 Ra (ppm) σε κλάσεις για τα εξεταζόμενα γρανιτικά πετρώματα του ελλαδικού χώρου Συχνότητα % Ra (Bq/kg) Σχήμα 4.3. Κατανομή % συχνοτήτων του 226 Ra σε κλάσεις (Βq/kg) για τα εξεταζόμενα γρανιτικά πετρώματα του ελλαδικού χώρου. Σχήμα 4.4. Κατανομή % συχνοτήτων του 226 Ra σε κλάσεις (ppm) για τα εξεταζόμενα γρανιτικά πετρώματα του ελλαδικού χώρου. 85

100 Συχνότητα % K (Bq/kg) Σχήμα 4.5. Κατανομή % συχνοτήτων του 40 Κ σε κλάσεις (Βq/kg) για τα ελληνικά δείγματα. Συχνότητα % Ra (Bq/kg) Σχήμα 4.6 Κατανομή % συχνοτήτων του 226 Ra σε κλάσεις για τα δείγματα του ελληνικού εμπορίου. Συχνότητα % Ra (Bq/kg) Σχήμα 4.7 Κατανομή % συχνοτήτων του 228 Ra σε κλάσεις για τα δείγματα του ελληνικού εμπορίου. Η μέση τιμή της ενεργότητας των φυσικών ραδιονουκλιδίων στο έδαφος είναι παγκοσμίως 400, 35 και 30 Bq/kg για το 40 K, 226 Ra και το 232 Th αντίστοιχα (UNSCAER 2000). Το εύρος των παραπάνω τιμών για το 86

101 κάθε ραδιονουκλίδιο είναι , και (UNSCEAR 2000). Οι τιμές της ενεργότητας στα παραπάνω ραδιονουκλίδια στα γρανιτικά πετρώματα, τόσο της διατριβής αυτής, όσο και του μέσου όρου των γρανιτών είναι υψηλότερες από αυτές του εδάφους. Συγκρίνοντας τις τιμές των γρανιτικών πετρωμάτων της διατριβής με το μέσο όρο της UNSCEAR (2000) για τα γρανιτικά πετρώματα προκύπτει ότι το 63% των δειγμάτων έχει ενεργότητα για το 226 Ra κάτω από τη μέση τιμή των 78 Bq/kg, και το 72% ενεργότητα για το 228 Ra, κάτω από τη μέση τιμή των 111 Bq/kg. H παγκόσμια μέση τιμή της ενεργότητας των 40 K, 226 Ra και του 232 Th σε δομικά υλικά είναι 500, 50 και 50 Bq/kg αντίστοιχα (UNSCAER 1993). Επίσης, σύμφωνα με μετρήσεις της φυσικής ραδιενέργειας σε δομικά υλικά που χρησιμοποιούνται στην Ελλάδα (Papastefanou et al. 1984, Siotis & Wrixon 1984, Pakou et al. 1994, Savidou et al. 1995, Petropoulos et al. 2002) και θεωρώντας ότι τα περισσότερα κτίρια στην Ελλάδα κατασκευάζονται από πλινθόλιθους και μπετόν σε ποσοστό 40-60% του βάρους τους, οι ενεργότητες των δομικών υλικών σε ένα τυπικό δωμάτιο ενός ελληνικού κτιρίου είναι: 40 K, 550 Bq/kg, σειρά -U, 35 Bq/kg και σειρά -Th, 32 Bq/kg (Stoulos et al. 2003). Σύμφωνα με τα παραπάνω, το 14% των ελληνικών γρανιτών αυτής της διατριβής παρουσιάζει ενεργότητα κάτω από 500 Bq/kg για το 40 K, το 36% κάτω από 50 Bq/kg για το 226 Ra και το 23% κάτω από 50 Bq/kg για το 232 Th ( 228 Ra), δηλαδή χαμηλότερες τιμές από τους μέσους όρους των δομικών υλικών. Το 20% των γρανιτικών πετρωμάτων από τον ελλαδικό χώρο παρουσιάζουν τιμές κάτω από 35 Bq/kg 226 Ra, το 12% κάτω από 32 Bq/kg 228 Ra και το 16% κάτω από 550 Bq/kg 40 K, που είναι και οι τυπικές τιμές ενεργότητας των δομικών υλικών που χρησιμοποιούνται σε ελληνικά σπίτια. Τιμές κοντά στις παραπάνω τιμές πάντως δίνουν τα γρανιτικά πετρώματα της Σιθωνίας, της Ιερισσού, του Φλαμουρίου, της θέσης Τρεις Βρύσες και της Καστανιάς. Επίσης, από πλήθος μελετών σχετικών με τη φυσική ραδιενέργεια φυσικών δομικών υλικών (π.χ. Papastefanou et al. 1984, Chen & Lin 1996, Carrera et al. 1997, Stoulos et al. 2003, Sonkawade et al κτλ), συμπεραίνεται πως τα γρανιτικά πετρώματα και ιδιαίτερα τα πιο όξινα παρουσιάζουν υψηλότερα επίπεδα ραδιενέργειας σε σχέση με μάρμαρα, 87

102 τσιμέντο, πλινθόλιθους, κεραμικά πλακίδια, ξύλο και βασικά πυριγενή πετρώματα (γάββρος). Αυτό, όπως θα εξηγηθεί αναλυτικότερα στη συνέχεια, οφείλεται στο ότι το U και το Th είναι ασυμβίβαστα ιχνοστοιχεία και σαν τέτοια, συγκεντρώνονται στα τελευταία στάδια διαφοροποίησης του μάγματος, μπαίνοντας στο πλέγμα ορυκτών όπως το ζιρκόνιο, ο απατίτης, ο αλλανίτης, ο μοναζίτης κτλ και αυξάνοντας έτσι τα επίπεδα ραδιενέργειας. 88

103 5. ΔΟΣΕΙΣ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΕΙΑΣ 5.1. Εισαγωγή Σκοπός του ελέγχου της φυσικής ραδιενέργειας των δομικών υλικών είναι ο περιορισμός της έκθεσης του ανθρώπου σε ραδιενέργεια προερχόμενη από υλικά με αυξημένα επίπεδα συγκεντρώσεων φυσικών ραδιονουκλιδίων. Οι ραδιενεργές δόσεις στις οποίες εκτίθεται ο πληθυσμός πρέπει να παραμένουν όσο γίνεται πιο χαμηλές. Ωστόσο, από τη στιγμή που μικρές δόσεις ραδιενέργειας από δομικά υλικά είναι αναπόφευκτες, θα πρέπει να δίνεται ιδιαίτερη σημασία και να γίνεται έλεγχος σε υλικά που προκαλούν έκθεση σε επίπεδα άνω των ορίων (E.C. 1999). Τα δομικά υλικά δρουν σαν πηγή ραδιενέργειας στους εσωτερικούς χώρους και σαν ασπίδα από τη ραδιενέργεια του εξωτερικού χώρου. Συνεπώς, το επίπεδο της φυσικής ραδιενέργειας εσωτερικά εξαρτάται από τις συγκεντρώσεις των δομικών υλικών σε φυσικά ραδιονουκλίδια. Έτσι, η ραδιενέργεια στο εσωτερικό είναι συνήθως υψηλότερη από αυτή του εξωτερικού χώρου. Με σκοπό την αποφυγή αλλά και τον έλεγχο της πρόσθετης δόσης έκθεσης σε ραδιενέργεια, έχουν προταθεί διάφοροι δείκτες της φυσικής ραδιενέργειας ενός δομικού υλικού που εκφράζουν τον κίνδυνο της χρήσης διάφορων οικοδομικών υλικών. Οι δείκτες που χρησιμοποιήθηκαν στα πλαίσια της παρούσας διατριβής είναι τα εξής: ρυθμός απορροφούμενης δόσης D a (ngy/h), ετήσια ισοδύναμη δόση H E (msv/y), δείκτης ενεργότητας και δείκτης ακτίνων γ. Για τον υπολογισμό της απορροφούμενης δόσης, της ετήσιας ισοδύναμης δόσης και του δείκτη ενεργότητας, χρησιμοποιήθηκε το μοντέλο που έχει ορίσει η Διεθνής Επιτροπή Ατομικής Ενέργειας (UNSCEAR 1993). Σύμφωνα με το μοντέλο αυτό, θεωρείται ότι ένας άνθρωπος διαμένει σε κατοικία χτισμένη από υλικό με συγκεκριμένες συγκεντρώσεις 40 Κ, 226 Ra και 232 Th (ειδικές ενεργότητες). Η κατοικία έχει σχήμα ορθογώνιου παραλληλεπιπέδου με διαστάσεις m 3 με απείρως λεπτούς τοίχους, χωρίς πόρτες και παράθυρα (πρότυπο μοντέλο δωματίου, standard room model) και είναι κατασκευασμένη από ένα μόνο υλικό. Για 89

104 τον υπολογισμό του δείκτη ακτίνων γ, χρησιμοποιείται ένα μοντέλο δωματίου διαστάσεων 4 m x 5 m x 2.8 m, με πάχος τοίχων 20 cm και ραδιενέργεια περιβάλλοντος 50 ngy/h. Στη συνέχεια οι παραπάνω δείκτες ραδιενέργειας περιγράφονται λεπτομερώς: Ρυθμός απορροφούμενης δόσης D a (ngy/h) Είναι ο ρυθμός μεταφοράς της ενέργειας που μεταφέρεται από μια δέσμη ιονίζουσας ακτινοβολίας και απορροφάται από τη μονάδα μάζας ιστών. Υπολογίζεται από τον τύπο: όπου: D(nGy/h) = α 1 Χ C40 K + α 2 Χ C232 Th + α 3 Χ C226 Ra C40 K = η ειδική ενεργότητα του 40 Κ σε Bq/kg C232 Th = η ειδική ενεργότητα του 232 Th σε Bq/kg C226 Ra = η ειδική ενεργότητα του 226 Ra σε Bq/kg α 1 α 2 α 3 = 0,0414nGy/h/Bq/kg = 0,623nGy/h/Bq/kg = 0,461nGy/h/Bq/kg Σύμφωνα με την UNSCEAR, το παγκόσμιο εύρος του ρυθμού απορροφούμενης δόσης στο εσωτερικό κατοικιών είναι ngy/h, ενώ ο σταθμικός μέσος όρος που υπολογίστηκε με βάση τον πληθυσμό, είναι 84 ngy/h (UNSCEAR 2000). Η ίδια τιμή αποτελεί και την τυπική μέση τιμή ρυθμού απορροφούμενης δόσης για διάφορα δομικά υλικά που καλύπτουν πλήρως την επιφάνεια του πρότυπου μοντέλου δωματίου. Επιπλέον, έχει υπολογιστεί πως αν χρησιμοποιούνταν γρανίτης και αυτός κάλυπτε το 50% της επιφάνειας του πρότυπου μοντέλου δωματίου, η τιμή απορροφούμενης δόσης θα ήταν 30 ngy/h (UNSCEAR 1993). Οι τιμές για το εύρος και το μέσο όρο του ρυθμού απορροφούμενης δόσης σε παγκόσμιο επίπεδο και σε εξωτερικούς χώρους, είναι ngy/h και 59 ngy/h αντίστοιχα (UNSCEAR 2000). Ειδικά για την Ελλάδα, οι τιμές για το ρυθμό απορροφούμενης δόσεις κυμαίνονται από ngy/h σε εξωτερικούς 90

105 χώρους και ngy/h σε εσωτερικούς χώρους, ενώ οι μέσες τιμές είναι 56 και 67 ngy/h αντίστοιχα (UNSCEAR 2000). Ο μέσος όρος του ρυθμού απορροφούμενης δόσης που υπολογίστηκε σε κατοικίες της Σουηδίας, κατασκευασμένες από ελαφρύ τσιμέντο και σε ορισμένες περιπτώσεις αναμεμιγμένο με ουρανιούχο αργιλικό σχιστόλιθο ήταν 230 ngy/h. Αντίστοιχες μετρήσεις σε μια περιοχή του Ηνωμένου Βασιλείου όπου επικρατούν γρανιτικά πετρώματα, που σε ορισμένες περιπτώσεις χρησιμοποιήθηκαν ως δομικά υλικά, έδωσαν μέσο όρο 100 ngy/h (UNSCEAR 2000). Όπως αναφέρθηκε νωρίτερα, τα δομικά υλικά δρουν σαν πηγές αλλά και σαν ασπίδες προστασίας από τη ραδιενέργεια του εξωτερικού περιβάλλοντος. Συνήθως, τα σπίτια είναι κατασκευασμένα από διάφορα δομικά υλικά, όπως πετρώματα (μάρμαρα, γρανίτες κτλ), τούβλα, μπετόν και αυτό που επηρεάζει την απορροφούμενη δόση στο εσωτερικό είναι οι ενεργότητες των φυσικών ραδιονουκλιδίων που περιέχονται σε αυτά, ενώ η ραδιενέργεια που εκπέμπεται από το εξωτερικό περιβάλλον θεωρείται ότι απορροφάται από τους τοίχους της κατοικίας. Συνεπώς, η ραδιενεργός δόση στο εσωτερικό θα εξαρτάται από τις συγκεντρώσεις των φυσικών ραδιοϊσοτόπων στα δομικά υλικά που χρησιμοποιούνται. Για τον υπολογισμό του δείκτη αυτόυ, χρησιμοποιείται ο παρακάτω τύπος: (C Th /A Th x f Th + C U /A U x f U + C K /A K χ f K ) x w m όπου C Th, C U, C K οι ενεργότητες του Τh, U και Κ σε Bq/kg, ενώ τα f Th, f U και f K είναι η συνεισφορά του καθενός ραδιονουκλιδίου στη συνολική δόση. Οι τιμές των Α Th, Α U και Α K, όπως δίνονται από τη UNSCEAR (1993) είναι 50, 50 και 500 Bq/kg αντίστοιχα και αντιπροσωπεύουν τις τιμές της ενεργότητας ανά μονάδα μάζας. Ο δείκτης w m εκφράζει το ποσοστό συμμετοχής του κάθε δομικού υλικού στη συνολική μάζα του δωματίου. Για παράδειγμα, ένα δωμάτιο που είναι εξ ολοκλήρου κατασκευασμένο από ένα δομικό υλικό, ο δείκτης w m είναι 1, ένα δωμάτιο που είναι κατά 50% κατασκευασμένο από ένα δομικό υλικό, ο δείκτης w m είναι 0,5 κτλ. Αν υποθέσουμε πλήρη κάλυψη της μάζας του πρότυπου δωματίου από ένα δομικό υλικό (w m =1), συγκεντρώσεις φυσικών ραδιοϊσοτόπων C Th = C U = 50 Bq/kg και C K = 500 Bq/kg, ο ρυθμός απορροφούμενης δόσης θα είναι 80 ngy/h (UNSCEAR 1993). Αυτή η τιμή των 80 ngy/h χρησιμοποιείται σαν όριο διεθνώς για το ρυθμό απορροφούμενης δόσης. Ωστόσο, αν 91

106 θεωρήσουμε ότι το 50% της επιφάνειας του πρότυπου μοντέλου δωματίου καλύπτεται από γρανίτη, προκύπτει τιμή 160 ngy/h, η οποία είναι ανεκτή. Ετήσια ισοδύναμη δόση H E (msv/y) Εκφράζει τις βιολογικές συνέπειες που προκύπτουν από έκθεση σε διαφορετικούς τύπους ακτινοβολίας (-γ, -Χ, νετρόνια, πρωτόνια κλπ) σε ένα ιστό ή όργανο στο διάστημα ενός έτους και υπολογίζεται από τον τύπο: H E (msv/y) = 10-6 x Da x T x F όπου: D a ο ρυθμός απορροφούμενης δόσης ακτινοβολίας γ (ngy/h) Τ ο χρόνος διαβίωσης σε εσωτερικούς χώρους (T = 0,8 24 h d d/y 7000 h/y), όπου 0,8 του Τ είναι ο παράγοντας που δείχνει ότι ο άνθρωπος δαπανά 80 % του χρόνου της ζωής του σε εσωτερικούς χώρους (occupancy factor). Ο παράγοντας αυτός αποτελεί παγκόσμιο μέσο όρο και διαφοροποιείται ανάλογα με την ηλικία του πληθυσμού και τις κλιματικές συνθήκες της περιοχής. Ο χρόνος αυτός (7000 h/y) αποτελεί τον παγκόσμιο μέσο όρο (UNSCEAR 1993, 2000). F ο συντελεστής μετατροπής (F = 0,7 Sv/Gy) της απορροφούμενης σε ισοδύναμη δόση (UNSCEAR 1993, 2000). Το όριο για την ετήσια ισοδύναμη δόση είναι 1 msv/y, ενώ δείγματα με ετήσια ισοδύναμη δόση < 0,3 msv/y, δεν εμπίπτουν σε περιορισμούς (E.C. 1999). Σύμφωνα με την UNSCEAR (2000), ο μέσος όρος παγκόσμια της ετήσιας ισοδύναμης δόσης είναι 2,4 msv/y και το εύρος της κυμαίνεται από 1 μέχρι 10 msv/y. Δείκτης ενεργότητας ΑΙ Διάφορες χώρες χρησιμοποιούν διαφορετικούς τύπους για τον προσδιορισμό της επίδρασης της ραδιενέργειας στον ανθρώπινο οργανισμό, τροποποιώντας τις προδιαγραφές, ανάλογα με τα χαρακτηριστικά των υλικών που οι ίδιες διαθέτουν στην αγορά. Η ποσότητα που υπολογίζεται ονομάζεται δείκτης ενεργότητας (Activity Index, AI) και μετράται σε 92

107 Bq/kg. Στον πίνακα 5.1 παρουσιάζονται οι διάφοροι τύποι υπολογισμού του δείκτη ενεργότητας (Chen & Lin 1996). Πίνακας 5.1. Τύποι υπολογισμού του δείκτη ενεργότητας Χώρα Δείκτης Ενεργότητας (ΑΙ) Πρώην ΕΣΣΔ & Πρώην Δυτική Γερμανία C Ra / C Th / C K / 4810 Πολωνία C Ra / C Th / C K / 3700 Σουηδία C Ra / C Th / C K / 9990 Κίνα C Ra / C Th / C K / 4000 όπου: C Ra = η ειδική ενεργότητα του 226 Ra σε Bq/kg C Th = η ειδική ενεργότητα του 232 Th σε Bq/kg C K = η ειδική ενεργότητα του 40 Κ σε Bq/kg Έχει επικρατήσει ωστόσο, να χρησιμοποιείται ο τύπος της πρώην ΕΣΣΔ και της πρώην Δ. Γερμανίας. O δείκτης ενεργότητας θα πρέπει να είναι μικρότερος της μονάδας. Δείκτης ακτίνων γ (Ι γ ) Υπολογίζεται από τον τύπο: I γ = C Ra / 300 Bq kg -1 + C Th / 200 Bq kg -1 + C K / 3000 Bq kg -1 όπου: C Ra = η ειδική ενεργότητα του 226 Ra σε Bq/kg C Th = η ειδική ενεργότητα του 232 Th σε Bq/kg C K = η ειδική ενεργότητα του 40 Κ σε Bq/kg Ο δείκτης αυτός συσχετίζεται με την ετήσια ισοδύναμη δόση. Για υλικά που χρησιμοποιούνται επιφανειακά ως πλακίδια (π.χ γρανίτες), με τιμές I γ < 2 αυξάνουν την ετήσια ισοδύναμη δόση κατά 0,3 msv/y, ενώ με τιμές 2 < Iγ < 6 αντιστοιχούν σε αύξηση 1 msv/y. Σύμφωνα με την Ευρωπαϊκή Επιτροπή (E.C. 1999), υλικά με I γ < 2, εξαιρούνται από περιορισμούς χρήσης, ενώ υλικά με 2 < Iγ < 6 μπορούν να χρησιμοποιηθούν τοπικά, σε εξαιρετικές περιπτώσεις. Τέλος, η χρήση 93

108 υλικών με Iγ > 6 δε συνιστάται. Σε αυτή την περίπτωση βέβαια, και εφόσον τα υλικά αυτά χρησιμοποιούνται, θα πρέπει να λαμβάνεται υπόψη το οικονομικό και το κοινωνικό κόστος. 5.2 Δείκτες ραδιενέργειας των εξεταζόμενων γρανιτικών πετρωμάτων του ελλαδικού χώρου Οι τιμές για τα δείγματα της διατριβής των δεικτών ραδιενέργειας που περιγράφηκαν παραπάνω δίνονται στον πίνακα 5.2, ενώ στα σχήματα παρουσιάζονται οι τιμές σε σχέση με τα αντίστοιχα όρια. Περιοχή Ξάνθη Βαρνούντας Μαρώνεια Καστοριά Σιθωνία Πίνακας 5.2. Τιμές των δεικτών ραδιενέργειας για τα εξεταζόμενα γρανιτικά πετρώματα του ελλαδικού χώρου. Δείγμα D a Aπορροφούμενη δόση (ngy/h) H E Ετήσια ισοδύναμη δόση (msv/y) AI Δείκτης ενεργότητας Πρώην Ε.Σ.Σ.Δ. & πρώην Δ.Γερμανία I γ Δείκτης ακτίνων-γ GAE-1 31,2 0,2 0,2 0,2 GAE-9 80,2 0,4 0,5 0,6 GAE-11 13,2 0,1 0,1 0,1 XMZ ,6 1,2 1,4 1,9 X ,6 0,6 0,7 1,0 ΝG-5 7,9 0,0 0,1 0,1 MZ ,3 1,2 1,4 1,9 X ,5 1,0 1,2 1,5 L ,6 0,7 0,9 1,2 MP-5 122,4 0,6 0,7 1,0 P-5 122,6 0,6 0,7 1,0 I-3 171,0 0,8 1,0 1,3 T ,3 0,7 0,8 1,1 P-7 64,4 0,3 0,4 0,5 ΚR-9 110,6 0,5 0,6 0,9 MP ,0 0,7 0,8 1,1 MP ,5 0,8 0,9 1,2 MP-3 157,5 0,8 0,9 1,2 MP-6 111,0 0,5 0,6 0,9 MP ,4 1,0 1,2 1,6 MP-53 81,7 0,4 0,5 0,6 MP ,6 0,9 1,1 1,4 MP ,1 2,2 2,6 3,4 ΜR ,8 0,7 0,8 1,1 PE-11 92,2 0,5 0,5 0,7 TH-5 119,0 0,6 0,7 0,9 STH ,4 0,4 0,4 0,6 94

109 Πίνακας 5.2. (Συνέχεια). Τιμές των δεικτών ραδιενέργειας για τα εξεταζόμενα γρανιτικά πετρώματα του ελλαδικού χώρου. AI Δείκτης Περιοχή Δείγμα D a Aπορροφούμενη δόση (ngy/h) H E Ετήσια ισοδύναμη δόση (msv/y) ενεργότητας Πρώην Ε.Σ.Σ.Δ. & πρώην Δ. Γερμανία I γ Δείκτης ακτίνων-γ STH ,1 0,3 0,3 0,5 STH-9 93,9 0,5 0,5 0,7 STH-5 73,0 0,4 0,4 0,6 STH-6 97,9 0,5 0,6 0,8 STH-13 56,3 0,3 0,3 0,4 STH ,8 0,6 0,7 0,9 STH ,4 0,5 0,6 0,8 Βροντού SB ,7 1,1 1,3 1,7 SB ,1 0,8 1,0 1,3 SB ,5 0,5 0,6 0,8 SB-55 4,6 0,02 0,02 0,04 L-4 108,4 0,5 0,6 0,9 B-7 165,2 0,8 1,0 1,3 TS ,3 0,9 1,1 1,5 Ελατιά D-5 88,9 0,4 0,5 0,7 D-8b 102,3 0,5 0,6 0,8 D ,4 0,8 0,9 1,3 DSK-17 88,6 0,4 0,5 0,7 A ,0 0,9 1,1 1,4 H-9 139,7 0,7 0,8 1,1 Γρανίτης G-2 259,0 1,3 1,5 2,0 G-6 155,7 0,8 0,9 1,2 Πανόραμα PR ,9 0,5 0,6 0,8 P-6 192,8 0,9 1,1 1,5 Φίλιπποι YD-12 65,9 0,3 0,4 0,5 Μουριές MP ,3 0,7 0,8 1,1 MP ,4 0,6 0,7 1,0 ΜΡ ,2 0,7 0,9 1,2 Λεπτοκαρυά-Κίρκη L-23a 100,3 0,5 0,6 0,8 Μονοπήγαδο MO-4 73,0 0,4 0,4 0,6 MO ,2 0,6 0,7 1,0 Αρναία ARN-3 153,6 0,8 0,9 1,2 ARN-9 72,8 0,4 0,4 0,6 ARN ,7 0,5 0,6 0,8 Φανός FN ,5 1,2 1,5 2,0 F-5 188,8 0,9 1,1 1,5 MD-2 217,5 1,1 1,3 1,7 FP-1 214,5 1,1 1,3 1,7 Σαμοθράκη ΧΧ-2 145,7 0,7 0,8 1,1 RF ,2 0,9 1,1 1,5 95

110 Πίνακας 5.2. (Συνέχεια). Τιμές των δεικτών ραδιενέργειας για τα εξεταζόμενα γρανιτικά πετρώματα του ελλαδικού χώρου. AI Δείκτης Περιοχή Δείγμα D a Aπορροφούμενη δόση (ngy/h) H E Ετήσια ισοδύναμη δόση (msv/y) ενεργότητας Πρώην Ε.Σ.Σ.Δ. & πρώην Δ. Γερμανία I γ Δείκτης ακτίνων-γ Καβάλα ΚΒ-31 18,9 0,1 0,1 0,1 ΚΒ-6 182,7 0,9 1,1 1,4 ΚΒ ,6 0,6 0,7 0,9 Κ-36 88,6 0,4 0,5 0,7 Κ-42 91,0 0,5 0,5 0,7 ΚΒ-1 115,5 0,6 0,7 0,9 Κ ,2 0,5 0,6 0,8 Κ ,8 0,7 0,8 1,0 Ιερισσός ΙERP-1 57,8 0,3 0,3 0,5 Στρατώνι STR-1 107,7 0,5 0,6 0,9 Άγιο Όρος ΑΟ-9 212,3 1,0 1,3 1,6 ΑΟ ,9 1,2 1,4 1,9 ΑΟ ,0 0,5 0,5 0,8 ΑΟ ,2 0,6 0,7 1,0 Φλαμούρι FL-1 42,3 0,2 0,2 0,3 FL-2 70,8 0,4 0,4 0,6 3 Βρύσες 3BR ,1 0,2 0,2 0,3 3BR-1 41,1 0,2 0,2 0,3 (CHAL-1) PTV-1 57,0 0,3 0,3 0,4 Χαλάσματα (CHAL-2) PLH-1 42,4 0,2 0,2 0,3 (CHAL-3) PLH-2 35,5 0,2 0,2 0,3 KR-1 100,3 0,5 0,6 0,8 Τήνος FAL-1 120,8 0,6 0,7 0,9 FAL-2 124,7 0,6 0,7 1,0 Μύκονος TUM-1 140,9 0,7 0,8 1,1 PLM-1 124,2 0,6 0,7 1,0 Πάρος NP-2 111,6 0,6 0,6 0,9 KP-1 80,8 0,4 0,5 0,6 Νάξος APN-1 144,2 0,7 0,8 1,1 AAN-1 128,4 0,6 0,7 1,0 KAN-1 106,8 0,5 0,6 0,8 VN-1 175,6 0,9 1,0 1,4 Ικαρία API-2 198,8 1,0 1,2 1,5 AI-1 156,4 0,8 0,9 1,2 KI-2 138,0 0,7 0,8 1,1 MI-1 126,0 0,6 0,7 1,0 PI-1 172,1 0,8 1,0 1,3 KI-1 128,1 0,6 0,7 1,0 XI-3 104,0 0,5 0,6 0,8 96

111 Πίνακας 5.2. (Συνέχεια). Τιμές των δεικτών ραδιενέργειας για τα εξεταζόμενα γρανιτικά πετρώματα του ελλαδικού χώρου. AI Δείκτης Περιοχή Δείγμα D a Aπορροφούμενη δόση (ngy/h) H E Ετήσια ισοδύναμη δόση (msv/y) ενεργότητας Πρώην Ε.Σ.Σ.Δ. & πρώην Δ. Γερμανία I γ Δείκτης ακτίνων-γ Σέριφος KAS-1 84,7 0,4 0,5 0,7 KS-1 92,0 0,5 0,5 0,7 XS-1 90,0 0,4 0,5 0,7 Λαύριο L-1 96,7 0,5 0,6 0,8 Καστανιά KST-20 85,8 0,4 0,5 0,7 KST-5 63,5 0,3 0,4 0,5 Παπίκιο Όρος P ,0 0,4 0,5 0,7 P ,5 0,6 0,7 0,9 P ,1 0,6 0,7 0,9 Δεσκάτη DESK05 109,9 0,5 0,6 0,9 Παλιός Άγιος Αθανάσιος PAA-1 101,3 0,5 0,6 0,8 Δήλος DEL-1 121,6 0,6 0,7 1,0 DEL-2 119,5 0,6 0,7 0,9 Κασσιτερές (KAST-1) PKS-1 72,9 0,4 0,4 0,6 Πεύκη (Παρανέστι) ,6 0,6 0,7 1,0 Μέση τιμή 123,6 0,6 0,7 1,0 Μέγιστο 438,1 2,2 2,6 3,4 Ελάχιστο 4,6 0,02 0,02 0,04 Τυπική Απόκλιση 60,9 0,3 0,4 0,5 97

112 Σχήμα 5.1. Τιμές ρυθμού απορροφούμενης δόσης (D a ) σε σχέση με το όριο των 80 και των 160 ngy/h. 98

113 Σχήμα 5.1. (συνέχεια). Τιμές ρυθμού απορροφούμενης δόσης (D a ) σε σχέση με το όριο των 80 και των 160 ngy/h. 99

114 Σχήμα 5.2. Τιμές ετήσιας ισοδύναμης δόσης (Η Ε )σε σχέση με το όριο του 1 msv/y. 100

115 Σχήμα 5.2. (συνέχεια). Τιμές ετήσιας ισοδύναμης δόσης (Η Ε ) σε σχέση με το όριο του 1 msv/y. 101

116 Σχήμα 5.3. Τιμές του δείκτη ενεργότητας (ΑΙ) σε σχέση με την οριακή τιμή

117 Σχήμα 5.3. (συνέχεια). Τιμές του δείκτη ενεργότητας (ΑΙ) σε σχέση με την οριακή τιμή

118 Σχήμα 5.4. Τιμές του δείκτη ακτίνων-γ (Ιγ) σε σχέση με τις οριακές τιμές 2 και

119 Σχήμα 5.4. (συνέχεια). Τιμές του δείκτη ακτίνων-γ (Ιγ) σε σχέση με τις οριακές τιμές 2 και

120 Τα δείγματα που ξεπερνούν το όριο των 160 ngy/h για το ρυθμό απορροφούμενης δόσης είναι τα D-15, A-13 (Ελατιά), B-7, SB-41, SB-36, TS-10 (Βροντού), I-3 (Βαρνούντας), PI-1 (Ικαρία), VN-1 (Νάξος), MP-77, MP-38, ΜΡ-90 (Μαρώνεια), KB-6 (Καβάλα), RF-24 (Σαμοθράκη), P-6 (Πανόραμα), API-2 (Ικαρία), AO-9, AO-27 (Άγιο Όρος), MZ-500, XMZ- 501, X-602 (Ξάνθη), G-2 (Γρανίτης), καθώς και όλα τα εξεταζόμενα δείγματα από το Φανό. Αυτά που ξεπερνούν ή έχουν ίση τιμή με το όριο της ετήσιας ισοδύναμης δόσης του 1 msv/y είναι τα X-602, MZ-500, XMZ-501 (Ξάνθη) API-2 (Ικαρία), MP-38, ΜΡ-90 (Μαρώνεια), AO-9, AO-27 (Άγιο Όρος), FP- 1, MD-2, FN-51 (Φανός), SB-36 (Βροντού) και G-2 (Γρανίτης). Αυτά που ξεπερνούν ή έχουν ίση τιμή δείκτη ενεργότητας (ΑΙ) με το όριο του 1 Bq/kg, είναι τα TS-10, B-7, SB-41, SB-36 (Βροντού), I-3 (Βαρνούντας), API-2, PI-1 (Ικαρία), VN-1 (Νάξος), MP-77, MP-38, ΜΡ-90 (Μαρώνεια), KB-6 (Καβάλα), A-13 (Ελατιά), RF-24 (Σαμοθράκη), P-6, (Πανόραμα), AO-9, AO-27 (Άγιο Όρος), X-602, MZ-500, XMZ-501 (Ξάνθη), G-2 (Γρανίτης), καθώς και όλα τα δείγματα από το Φανό. Τέλος, αυτά που εμπίπτουν στην κατηγορία των γρανιτών που θα μπορούσαν να χρησιμοποιηθούν ως δομικά υλικά μόνο τοπικά και σε εξαιρετικές περιπτώσεις βάση των τιμών του δείκτη ακτίνων-γ, είναι τα FN- 51 (Φανός), G-2 (Γρανίτης) και ΜΡ-90 (Μαρώνεια), μιας και παρουσιάζουν τιμές του συγκεκριμένου δείκτη μεταξύ 2 και 6. Τα δείγματα των οποίων οι εξεταζόμενοι δείκτες ραδιενέργειας ξεπερνούν τα αποδεκτά όρια παρουσιάζονται στον πίνακα 5.3. Προκειμένου να γίνει μια λεπτομερέστερη περιγραφή των παραπάνω αποτελεσμάτων, εκτός από τις τιμές διαφόρων παραμέτρων που υπολογίζονται στην περιγραφική στατιστική (μέση τιμή, τυπική απόκλιση, μέγιστο, ελάχιστο) και εξαιτίας του σχετικά μεγάλου αριθμού των δειγμάτων, οι τιμές του κάθε δείκτη ραδιενέργειας χωρίστηκαν σε κλάσεις και στη συνέχεια κατασκευάστηκαν τα αντίστοιχα διαγράμματα συχνοτήτων. Αυτά παρουσιάζονται στα σχήματα

121 D-15 A-13 B-7 SB-36 TS-10 I-3 PI-1 VN-1 MP-77 MP-38 MP-90 KB-6 RF-24 P-6 API-2 AO-9 AO-27 MZ-500 XMZ-501 X-602 G-2 FP-1 MD-2 FN-51 F-5 SB-41 Πίνακας 5.3. Δείγματα με τιμές εξεταζόμενων δεικτών ραδιενέργειας που ξεπερνούν τα αποδεκτά όρια. D a Aπορροφούμενη δόση (ngy/h) H E Ετήσια ισοδύναμη δόση (msv/y) AI Δείκτης ενεργότητας I γ Δείκτης ακτίνων-γ Σχήμα 5.5. Συχνότητες % των κλάσεων για το ρυθμό απορροφούμενης δόσης (Da) Σύμφωνα με το σχήμα 5.5, μόλις το 19,7% των δειγμάτων παρουσιάζει τιμές ρυθμού απορροφούμενης δόσης κάτω από το όριο των 80 ngy/h. Αντίθετα, το 78,7% των δειγμάτων παρουσιάζει τιμές κάτω από 160 ngy/h που είναι και η ανώτερη ανεκτή τιμή για το συγκεκριμένο δείκτη ραδιενέργειας. Η επικρατούσα κλάση (19,7%) παρουσιάζει τιμές ρυθμού απορροφούμενης δόσης ngy/h. 107

122 Σχήμα 5.6. Συχνότητες % των κλάσεων για την ετήσια ισοδύναμη δόση (Η E ) Το 89,2% των δειγμάτων σύμφωνα με το σχήμα 5.6 έχουν τιμή ετήσιας ισοδύναμης δόσης κάτω από το όριο του 1 msv/y. Επιπλέον, η επικρατούσα τιμή 32,2% εντοπίζεται στην κλάση 0,4-0,6, στη μισό δηλαδή της οριακής τιμής. Σχήμα 5.7. Συχνότητες % των κλάσεων για το δείκτη ενεργότητας (ΑΙ) Δείκτη ενεργότητας κάτω από το όριο παρουσιάζει το 79,4% των δειγμάτων που μελετήθηκαν (Σχήμα 5.7), με την επικρατούσα τιμή (33,1%) να εντοπίζεται στην κλάση 0,6-0,8. 108

123 Σχήμα 5.8. Συχνότητες % των κλάσεων για το δείκτη ακτίνων-γ (Ιγ) Αναφορικά με το δείκτη ακτίνων γ (Σχήμα 5.8), το 97,5% των δειγμάτων μπορούν να χρησιμοποιηθούν χωρίς περιορισμούς σαν δομικά υλικά, ενώ μόλις το 2,5 % (τρία δείγματα) αντιστοιχούν σε τιμές που επιτρέπουν μόνο την τοπική τους χρήση σε εξαιρετικές περιπτώσεις (2<Ιγ<6). Αξιοσημείωτο είναι επίσης, το γεγονός ότι κανένα από τα δείγματα που εξετάστηκαν δεν παρουσιάζει δείκτη ακτίνων γ πάνω από το ανώτατο επιτρεπτό όριο (>6) Σύγκριση δεικτών ραδιενέργειας των εξεταζόμενων γρανιτικών πετρωμάτων του ελλαδικού χώρου με αυτά του ελληνικού εμπορίου και άλλα αντίστοιχων μελετών που αφορούν πετρώματα όλου του κόσμου. Οι τιμές που προέκυψαν από τα δείγματα της συγκεκριμένης διατριβής και αφορούν γρανιτικά πετρώματα από ολόκληρο τον ελλαδικό χώρο, συγκρίνονται στη συνέχεια με τις αντίστοιχες γρανιτών του ελληνικού εμπορίου (εισαγόμενοι) (Πίνακας 5.4), καθώς επίσης και με αυτές που συλλέχθηκαν από τη διεθνή βιβλιογραφία και αφορούν γρανιτικά πετρώματα από ολόκληρο τον κόσμο. 109

124 Πίνακας 5.4. Τιμές των δεικτών ραδιενέργειας για τα γρανιτικά πετρώματα του ελληνικού εμπορίου (Παυλίδου 2002). Όνομα D a Aπορροφού μενη δόση H E Ετήσια ισοδύναμη δόση AI Δείκτης ενεργότητας Iγ Δείκτης ακτίνων -γ (ngy/h) (msv/y) Salvatierra 157,0 0,8 0,9 1,2 Rosa porrino 153,9 0,8 0,9 1,2 Blanco Real 164,2 0,8 0,9 1,3 Topazio 95,7 0,5 0,5 0,8 Yellow cecilia 69,7 0,3 0,4 0,6 Blanco crystal 181,1 0,9 1,0 1,4 Napoleon 83,4 0,4 0,5 0,7 Balmoral 364,8 1,8 2,2 2,9 African red 171,1 0,8 1,0 1,3 Multicolor 95,7 0,5 0,5 0,8 Baltic brown 119,1 0,6 0,7 0,9 Gris perla 114,5 0,6 0,6 0,9 Emerald 108,2 0,5 0,6 0,8 Marina pearl 76,2 0,4 0,4 0,6 Zimbabwe 42,9 0,2 0,2 0,3 Africa nero 8,4 0,0 0,0 0,1 Μέση τιμή 125,4 0,6 0,7 1,0 Από τον πίνακα 5.4, προκύπτει ότι από τα 16 δείγματα του ελληνικού εμπορίου που έχουν μελετηθεί, 4 έχουν τιμές ρυθμού απορροφούμενης δόσης κάτω από 80 ngy/h και 12 έχουν τιμές κάτω από το ανώτατο επιτρεπτό ορίου των 160 ngy/h. Σχετικά με τους υπόλοιπους δείκτες, μόλις ένα δείγμα παρουσιάζει τιμή ανώτερη του επιτρεπτού για την ετήσια ισοδύναμη δόση και 3 για το δείκτη ενεργότητας (δυο από αυτά έχουν τιμή ακριβώς ίση με την οριακή τιμή του 1 Bq/kg). Τέλος, σε ό,τι αφορά το δείκτη ακτίνων-γ, ένα μόνο δείγμα ξεπερνά την τιμή 2 και εμπίπτει στην κατηγορία των δειγμάτων των οποίων η χρήση ως δομικών υλικών προτείνεται μόνο τοπικά και σε εξαιρετικές περιπτώσεις. Οι μέσες τιμές των δεικτών ραδιενέργειας που προέκυψαν για τα ελληνικά δείγματα και τα εισαγόμενα είναι παρόμοιες. Μόνο μια μικρή διαφορά εντοπίζεται στο ρυθμό απορροφούμενης δόσης, όπου οι ελληνικοί γρανίτες εμφανίζουν μια ελάχιστα μικρότερη τιμή (123,6 έναντι 125,4). Βέβαια, θα πρέπει να τονιστεί πως η παραπάνω σύγκριση δεν μπορεί να δώσει μια σαφή εικόνα, από τη στιγμή που ο αριθμός των εισαγόμενων δειγμάτων είναι κατά πολύ μικρότερος αυτού των ελληνικών γρανιτών (τα 110

125 ελληνικά δείγματα είναι περίπου πενταπλάσια των εισαγόμενων). Επομένως, τα παραπάνω δίνουν απλά μια σύγκριση των διαθέσιμων στοιχείων για τα γρανιτικά πετρώματα. Στη συνέχεια, παρατίθενται στοιχεία που αφορούν διάφορα δείγματα γρανιτικών πετρωμάτων από διάφορες χώρες/περιοχές που χρησιμοποιούνται ή όχι ως δομικά υλικά (Πίνακας 5.5, σχήμα 5.9). Οι μέσες τιμές της ενεργότητας των φυσικών ραδιοϊσοτόπων για κάθε χώρα/περιοχή συγκρίνονται με τις αντίστοιχες τιμές τόσο των ελληνικών γρανιτών, όσο και αυτών που εισάγονται στην ελληνική αγορά. Ο παγκόσμιος σταθμικός μέσος όρος που υπολογίστηκε από βιβλιογραφικά δεδομένα για τις ενεργότητες των γρανιτικών πετρωμάτων είναι 1749, 567 και 194 Bq/kg για τα 40 K, 226 Ra και 232 Th αντίστοιχα. Οι παραπάνω τιμές χωρίς τα δείγματα των ελληνικών γρανιτών είναι 1968, 696 και 221 Bq/kg για τα 40 K, 226 Ra και 232 Th αντίστοιχα. Πίνακας 5.5. Σταθμισμένες μέσες τιμές της ενεργότητας των φυσικών ραδιοϊσοτόπων από διάφορες χώρες/περιοχές σε γρανιτικά πετρώματα. Χώρα/περιοχή Αριθμός Δειγμάτων 40 K 226 Ra 232 Th Αναφορά Aυστρία (Chen & Lin 1996) Bέλγιο (Tzortzis et al. 2003) Bραζιλία (Tzortzis et al. 2003) Βραζιλία (Chen & Lin 1996) Κίνα (Chen & Lin 1996) Αίγυπτος/Wadi Karim (El-Arabi 2007) Αίγυπτος/Um Taghir (El-Arabi 2007) Αίγυπτος/Gable Gattar II (El-Shershaby 2002) Αίγυπτος/Gable El Majai (Arafa 2004) Αίγυπτος/Gable El Misikat (Arafa 2004) Αίγυπτος/Gable El Aradiya (Arafa 2004) Αίγυπτος/Homert Waggat Β (Arafa 2004) Αίγυπτος/Homert Waggat Ν (Arafa, 2004) Φινλανδία (Chen & Lin 1996) Ελλάδα (Παρούσα μελέτη & Κaravasili et al., 2005) Γρανίτες ελληνικού εμπορίου (Παυλίδου 2002) Ολλανδία (Tzortzis et al. 2003) Iνδία (Chen & Lin 1996) Iταλία (Menager et al. 1993) Mαλαισία (Chen & Lin 1996) Πορτογαλία (Chen & Lin 1996) Ν. Αφρική (Chen & Lin 1996) Ισπανία (Chen & Lin 1996) Σουηδία (Chen & Lin 1996) Τουρκία/Kaymaz (Orgun & Altinsoy 2005) Tουρκία/Sivrihisar (Orgun & Altinsoy 2005) Πακιστάν (Asghar et al. 2008) Μέγιστο Ελάχιστο Μέση τιμή

126 Ενεργότητα (Bq/kg) K 226Ra 232Th Aυστρία Bέλγιο Bραζιλία Βραζιλία Κίνα Αίγυπτος/Wadi Karim Αίγυπτος/Um Taghir Αίγυπτος/Gable Gattar II Αίγυπτος/Gable El Majai Αίγυπτος/Gable El Misikat Αίγυπτος/Gable El Ara... Αίγυπτος/Homert Wagg.. Αίγυπτος/Homert Wagg.. Φινλανδία Ελλάδα Γρανίτες ελληνικού εμ... Ολλανδία Iνδία Iταλία Mαλαισία Πορτογαλία Ν. Αφρική Ισπανία Σουηδία Τουρκία/Kaymaz Tουρκία/Sivrihisar Πακιστάν Σχήμα 5.9. Σταθμισμένες μέσες τιμές της ενεργότητας των φυσικών ραδιοϊσοτόπων από διάφορες χώρες/περιοχές σε γρανιτικά πετρώματα. Με βάση τις ενεργότητες, υπολογίστηκε η μέση τιμή των δεικτών ραδιενέργειας για κάθε χώρα/περιοχή (Πίνακας 5.6, σχήμα 5.10). Ο παγκόσμιος σταθμικός μέσος όρος που υπολογίστηκε από βιβλιογραφικά δεδομένα για τους δείκτες ραδιενέργειας των γρανιτικών πετρωμάτων είναι 455, 2.2, 2.7 και 3.4 για τα Da, H E, AI και Ιγ αντίστοιχα. Οι παραπάνω τιμές χωρίς τα δείγματα των ελληνικών γρανιτών είναι 540, 2.7, 3.1 και 4.1 για τα Da, H E, AI και Ιγ αντίστοιχα. Από τα παραπάνω, προκύπτει ότι οι ελληνικοί γρανίτες παρουσιάζουν χαμηλότερη ενεργότητα σε φυσικά ραδιονουκλίδια και συνεπώς σε δείκτες ραδιενέργειας τόσο σε σχέση με τον παγκόσμιο σταθμικό μέσο όρο, όσο και σε σχέση με χώρες που έχουν πολύ αναπτυγμένο εμπόριο και παραγωγή γρανίτη, όπως η Ιταλία, η Βραζιλία και η Κίνα. 112

127 Πίνακας 5.6. Σταθμισμένες μέσες τιμές των δεικτών ραδιενέργειας γρανιτικών πετρωμάτων από διάφορες χώρες/περιοχές που προέκυψαν από αντίστοιχες μελέτες. Χώρα/περιοχή D a (ngy h -1 ) H E (msv y -1 ) AI I γ Aυστρία 227 0,8 1,4 1,8 Bέλγιο 125 1,2 0,7 1,0 Bραζιλία 193 1,2 1,1 1,5 Βραζιλία 210 1,4 1,2 1,7 Κίνα 192 1,2 1,1 1,5 Αίγυπτος/Wadi Karim 259 1,7 1,4 2,1 Αίγυπτος/Um Taghir 638 0,5 3,7 5,0 Αίγυπτος/Gable Gattar II ,8 16,9 21,0 Αίγυπτος/Gable El Majai 138 0,5 0,8 1,0 Αίγυπτος/Gable El Misikat 601 3,7 3,5 4,4 Αίγυπτος/Gable El Aradiya 93 0,6 0,5 0,7 Αίγυπτος/Homert Waggat Β, 358 2,3 2,1 2,7 Αίγυπτος/Homert Waggat Ν, 558 3,5 3,2 4,2 Φινλανδία 193 1,2 1,1 1,5 Ελλάδα 131 0,6 0,8 1,0 Γρανίτες ελληνικού εμπορίου 125 0,6 0,7 1,0 Ολλανδία 435 2,8 2,6 3,5 Iνδία 204 1,3 1,2 1,6 Iταλία 135 0,9 0,8 1,1 Mαλαισία 163 1,0 1,0 1,3 Πορτογαλία 180 1,2 1,0 1,4 Ν, Αφρική 183 1,2 1,1 1,5 Ισπανία 165 1,1 1,0 1,3 Σουηδία 166 1,1 1,0 1,3 Τουρκία/Kaymaz 344 2,2 2,0 2,7 Tουρκία/Sivrihisar 167 1,1 1,0 1,3 Πακιστάν 716 4,5 4,3 5,6 Όρια 80 1,0 1,0 6,0 Μέση τιμή 455 2,2 2,7 3,4 Μέγιστο ,8 16,9 21,0 Ελάχιστο 70 0,5 0,4 0, Aυστρία Bέλγιο Bραζιλία Βραζιλία Κίνα Αίγυπτος/Wadi Karim Αίγυπτος/Gable Gatta... Αίγυπτος/Gable El Majai Αίγυπτος/Gable El Mi... Αίγυπτος/Gable El A... Αίγυπτος/Homert W... Αίγυπτος/Homert W... Αίγυπτος/Um Taghir Φινλανδία Ελλάδα Γρανίτες ελληνικού... Ολλανδία Iνδία Iταλία Mαλαισία Πορτογαλία Ν, Αφρική Ισπανία Σουηδία Τουρκία/Kaymaz Tουρκία/Sivrihisar Πακιστάν Da(nGy h-1) HE (msv y-1) AI (Bq kg-1) Iγ Σχήμα Σταθμισμένες μέσες τιμές των δεικτών ραδιενέργειας γρανιτικών πετρωμάτων από διάφορες χώρες/περιοχές που προέκυψαν από αντίστοιχες μελέτες. 113

128 5.4. Εναλλακτικά μοντέλα δωματίου. Για να υπολογιστεί η δόση που δέχεται ένας άνθρωπος ο οποίος ζει μέσα σε ένα κτίριο που είναι κατασκευασμένο από κάποια υλικά, πρέπει να λαμβάνεται υπόψη το ποσοστό συμμετοχής κάθε υλικού στην κατασκευή. Οι Chen & Lin (1996) θεωρούν ότι το μοντέλο δωματίου της UNSCEAR δεν είναι αντιπροσωπευτικό και προτείνουν ένα διαφορετικό πρότυπο μοντέλο δωματίου που βρίσκεται πιο κοντά στην πραγματικότητα. Ειδικότερα, θεωρούν ένα δωμάτιο διαστάσεων 6m 4m 3m, κατασκευασμένο από οπλισμένο σκυρόδεμα, με πάχος τοίχου 0,2m και με πάτωμα από γρανίτη πάχους 0,02m. Το συνολικό βάρος του δωματίου υπολογίζεται σε kg και το βάρος του γρανίτη αποτελεί το 2,2% του συνολικού βάρους της κατασκευής. Για τον υπολογισμό του δείκτη ενεργότητας της κατασκευής προτείνουν τον παρακάτω τύπο, ο οποίος συνυπολογίζει τις στάθμες της φυσικής ραδιενέργειας όλων των υλικών (Atomic Energy Council, AEC, 1992): ⁿ ⁿ ⁿ AI = f i C Rai / f i C Thi / f i C Ki / i=1 i=1 i=1 όπου: n f i = ο αριθμός των δομικών υλικών = το ποσοστό βάρους κάθε δομικού υλικού C Rai, C Thi, C Ki = η ειδική ενεργότητα των 226 Ra, 232 Th και 40 Κ σε κάθε δομικό υλικό σε Bq/kg Χρησιμοποιώντας τον παραπάνω τύπο και θεωρώντας ότι για την επίστρωση του δαπέδου με γρανίτη χρησιμοποιήθηκε το δείγμα με τις υψηλότερες συγκεντρώσεις αυτής της διατριβής, δηλαδή το δείγμα ΜΡ-90, που έχει ΑΙ=2.59 σύμφωνα με το μοντέλο δωματίου της UNSCEAR, για το μοντέλο δωματίου των Chen & Lin (1996), παίρνουμε τιμή ΑΙ ίση με 0.99, που είναι οριακά χαμηλότερη του 1, που είναι το ανώτερο όριο για ασφαλείς κατασκευές. Συμπεραίνεται λοιπόν ότι η χρήση στα κτίρια γρανιτών με δείκτες ενεργότητας πάνω από το επιτρεπτό όριο 1 όπως το ΜΡ-90, δεν προκαλεί 114

129 απαραίτητα παραβίαση του ορίου του δείκτη ενεργότητας 1, εξαιτίας του μικρού ποσοστού συμμετοχής του γρανίτη στις κατασκευές. Το ερώτημα που τίθεται βέβαια είναι αν οποιοσδήποτε γρανίτης με δείκτες ραδιενέργειας υψηλότερους από τα όρια που αναφέρθηκαν προηγουμένως θα μπορούσε να χρησιμοποιηθεί άφοβα ως δομικό υλικό. Η απάντηση στο ερώτημα αυτό αυτό έχει δοθεί σε προηγούμενο σημείο αυτής της διατριβής, όπου αναφέρθηκε ότι όσο μικρή και να είναι η ποσότητα ακτινοβολίας που απορροφά ένα κύτταρο, πάντα η πιθανότητα να εμφανιστούν κάποιες βλάβες αυξάνεται αθροιστικά. Δηλαδή θεσπίζοντας κάποιες οριακές τιμές ραδιενέργειας κάτω από τις οποίες η ποσότητα ακτινοβολίας που δέχεται ο άνθρωπος θεωρητικά δεν προκαλεί βλάβες, είναι δυνατό να επιτευχθεί η βασική αρχή ALARA (As Low As Reasonably Achievable), δηλαδή τόσο χαμηλά όσο είναι εφικτό, λαμβανομένων υπόψη των επικρατούντων οικονομικών και κοινωνικών συνθηκών. 115

130 116

131 6. ΣΧΕΣΕΙΣ ΡΑΔΙΕΝΕΡΓΩΝ ΝΟΥΚΛΙΔΙΩΝ ΜΕ ΟΡΥΚΤΟΛΟΓΙΑ, ΠΕΤΡΟΓΡΑΦΙΑ ΚΑΙ ΓΕΩΧΗΜΕΙΑ 6.1 Εισαγωγή Στα προγούμενα αναφέρθηκαμε στη μελέτη των ισοτοπικών σειρών του 238 U και του 232 Th, παρείχε πληροφορίες για το επίπεδο της φυσικής ραδιενέργειας και την καταλληλότητα για χρήση ως δομικού υλικού ενός γρανιτικού πετρώματος. Σε αυτό το κεφάλαιο, τα δεδομένα για αυτές τις ισοτοπικές σειρές χρησιμοποιούνται για να διερευνηθούν ορισμένες διαδικασίες που μπορεί να είναι τόσο μαγματικές, όσο και μετα-μαγματικές. Για να γίνουν πιο κατανοητοί οι μηχανισμοί που μας οδηγούν σε τέτοια συμπεράσματα, θα αναφερθούμε αρχικά στη γεωχημεία αυτών των ραδιονουκλιδίων. 6.2 Γεωχημεία ραδιενεργών νουκλιδίων Το U όπως και το Th ανήκουν στη σειρά των ακτινίδων και είναι λιθόφιλα στοιχεία. Το U και το Th έχουν ατομικό αριθμό 92 και 90 και μαζικούς αριθμούς 238, 235, 234 και 232, 234 και 228 αντίστοιχα. Κατά τη ραδιενεργό τους διάσπαση προκύπτουν κυρίως ισότοπα του Ra και του Pb Γεωχημεία U Το U συναντάται στη φύση με αριθμούς οξείδωσης +2, +3, +4, +5 και +6. Συνήθως όμως, εμφανίζεται ως τετρασθενές και εξασθενές. Όπως έχει αναφερθεί, σχηματίζει δυο ραδιενεργές σειρές, του 238 U και του 235 U. Από τα ισότοπα του U το πιο άφθονο στη φύση είναι το 238 U, που αντιστοιχεί στο 99,3% περίπου του συνολικού U (Kyser & Cuney 2008). Τα ισότοπα του U στη φύση είναι το 238 U (99,2746%), το 235 U (0,72%) και το 234 U (0,0054%). Η ημιπερίοδος ζωής του 238 U είναι συγκρίσιμη με την ηλικία της γης (4, 47 x 10 9 a). Το 235 U έχει ημιπερίοδο ζωής περίπου 7,04 x 10 8 a. Το 234 U είναι προϊόν διάσπασης του 238 U (μεσολαβούν δύο άλλα ισότοπα το 234 Th και το 234 Pa με ημιπεριόδους ζωής 24,1 ημέρες και 1,17 μήνες αντίστοιχα), έχει ημιπερίοδο ζωής πολύ μικρότερη (2,45 x 10 5 a) από τα άλλα δυο ισότοπα του U και παρουσιάζει 117

132 παρόμοια χημική συμπεριφορά με αυτά. Εξαιτίας της μικρότερης ημιπεριόδου ζωής και ανάλογα με την ηλικία του πετρώματος οι συγκεντρώσεις του 234 U μπορεί να παρουσιάζουν διακυμάνσεις στην περίπτωση που τα ισοτοπικά συστήματα επηρεάστηκαν από υπόγεια νερά ή διαδικασίες διάβρωσης. Στην τετρασθενή του μορφή, το U έχει ιοντική ακτίνα 1,05 Å και ιοντικό δυναμικό 4. Σε αυτή την περίπτωση, συμπεριφέρεται ως ένα μεγάλου μεγέθους λιθόφιλο κατιόν και είναι γεωχημικά μη ευκίνητο. Το U 4+ μπορεί να αντικαταστήσει το Th 4+, το Zr 4+, τις σπάνιες γαίες, το Ca 2+ και τον Fe 2+ και εμφανίζεται κυρίως σε οξείδια, σε άνυδρες φωσφορικές ενώσεις και σε άνυδρες πυριτικές ενώσεις. Εμφανίζεται έτσι ως επουσιώδες στοιχείο, αντικαθιστώντας κάποια άλλα, σε ορυκτά όπως το ζιρκόνιο, ο απατίτης, ο αλλανίτης, ο τιτανίτης, το ξενότιμο και ο μοναζίτης. Παρόλο που πολλά σύνθετα οξείδια περιέχουν Nb, Ta και Ti, το U 4+ δεν αντικαθιστά τα στοιχεία αυτά (Langmuir 1978). Στην εξασθενή του μορφή, το U έχει αρκετά μικρότερη ιοντική ακτίνα (0,80 Å) σε σχέση με την τετρασθενή και ιοντικό δυναμικό 7. Γεωχημικά είναι ευκίνητο, όπως και το (UO 2 ) 2+, το οποίο δημιουργείται κατά την αντίδραση U Η 2 Ο = (UO 2 ) Η 4+ +e - Το (UO 2 ) 2+, έχει πολύ διαφορετική χημική συμπεριφορά από το U 4+, καθώς είναι πολύ πιο ευκίνητο από αυτό. Το U με τη μορφή (UO 2 ) 2+, συνδυάζεται με πολλά κατιόντα και ανιόντα και σχηματίζει διάφορες ορυκτές φάσεις. Εμφανίζεται σε διάφορα ορυκτά όπως ο ουρανινίτης UO 2, ο βραννερίτης (U, Ca, Ce)(Ti, Fe,) 2 O 6, ο κοφφινίτης U(SiO 4 ) 1-x (OH) 4x, ο ωτουνίτης Ca(UO 2 )2(PO 4 ) (H 2 O) και ο καρνοτίτης K 2 (UO 2 ) 2 (VO 4 ). 2 3H 2 O κ.ά. Το U 6+ βρίσκεται στα περισσότερα ορυκτά του U (Αdams et al. 1959), αλλά αυτά εντοπίζονται κυρίως επιφανειακά, στις ζώνες οξείδωσης και διάβρωσης. Για το λόγο αυτό, είναι πιθανό κάτω από τη ζώνη οξείδωσης, το U να βρίσκεται στην τετρασθενή του μορφή. Οι χημικές συνθήκες στις οποίες το U 4+ οξειδώνεται σε U 6+ (συνήθως στη μορφή του (UO 2 ) 2+ ), επηρεάζονται από το δυναμικό οξείδωσης (Eh), το ph, τη χημική σύσταση, τη θερμοκρασία και την πίεση (Latimer 1952). 118

133 Ανάλογα με το ph και την παρουσία διάφορων ιόντων, μπορούν να σχηματιστούν ανθρακικές, φωσφορικές, θειικές, φθοριούχες και πυριτικές ενώσεις του ουρανίου (Langmuir 1978). Σε πυριγενή πετρώματα, το U συνδέεται με το Th, Zr, Ti, Nb, Ta και σπάνιες γαίες κυρίως σε υπεραλκαλικά πετρώματα, λιγότερο σε μεταργιλικά και σχεδόν καθόλου σε υπεραργιλικά πετρώματα. Επίσης, το U συνδέεται με Mo, V, Se, As και Cu σε οξειδοαναγωγικά περιβάλλοντα (Kyser & Cuney 2008) Γεωχημεία U χαμηλής θερμοκρασίας (<100 C) Σε χαμηλές θερμοκρασίες και με ουδέτερο ph, το U είναι ελάχιστα διαλυτό στο νερό. Ωστόσο, η διαλυτότητά του σε υπόγεια νερά αυξάνεται παρουσία κάποιων ανιόντων όπως F -, Cl -, CO 2-3, SO 2-4 και PO 3-4 (Langmuir 1978), ανάλογα με το δυναμικό οξείδωσης του νερού (Σχήμα 6.1). Το U είναι περισσότερο διαλυτό σε νερά που είναι πλούσια σε αλκάλια ή ανθρακικά άλατα σε οξειδωτικό περιβάλλον. Αυτό, οφείλεται στην τάση του U 6+ να σχηματίζει ισχυρές σύμπλοκες ενώσεις σε οξειδωτικές συνθήκες ανεξαρτήτως θερμοκρασίας. Σχήμα 6.1. Η διαλυτότητα των ορυκτών του U σε συνάρτηση με το ph στους 25 C (για τον ουρανινίτη στους 300 C). Σε όλες τις περιπτώσεις τα διαλύματα είναι υδατικά (Κατά Langmuir 1978, Shock et al. 1997, Casas et al. 1998, Suzuki & Banfield 1999). 119

134 Το U 6+ είναι ευδιάλυτο στο νερό σε ισχυρά όξινο ph, με αποτέλεσμα τα όξινα ρευστά να μπορούν να διαλύσουν και να μεταφέρουν μεγάλες ποσότητες U (Σχήμα 6.2). Σε τιμές ph μεταξύ 4 και 7,5, επικρατούν φωσφορικές ενώσεις του (UO 2 ) 2+, ενώ σε υψηλότερο ph επικρατούν οι ανθρακικές ενώσεις του (UO 2 ) 2+. Σε υπόγεια νερά με φυσιολογικές συγκεντρώσεις θειϊκών αλάτων (100ppm), οι θειικές ενώσεις του (UO 2 ) 2+ επικρατούν σε ph <7. Οι φωσφορικές ενώσεις του (UO 2 ) 2+ είναι τόσο σταθερές, ώστε σε οξειδωτικές συνθήκες η PO 4 είναι η ένωση που επικρατεί σε ph 4-10 (Kyser & Cuney 2008). Σχήμα 6.2. Σχετικές συγκεντρώσεις συμπλόκων του UO 2 σε συνάρτηση με το ph (Κατά Romberger 1984, Langmuir 1978, Tripathi 1979, Kojima et al. 1994). Το (UO 2 ) 2+ είναι ελάχιστα διαλυτό σε ουδέτερο ph σε αναγωγικά υπόγεια νερά (Langmuir 1978, Parks & Pohl 1988). Σε πολύ χαμηλό ph μόνο ενώσεις του U 4+ με F, συναντώνται. Σε πολύ ψηλές τιμές ph και σε αναγωγικό περιβάλλον κυριαρχούν τα υδροξείδια του (UO 2 ) 2+. Η μη διαλυτότητα των πιο κοινών ορυκτών του U (ουρανινίτης και κοφφινίτης) σε υπόγεια νερά με ph 4-8 και χαμηλό Eh, δείχνει ότι το U είναι πρακτικά αδιάλυτο σε αυτές τις συνθήκες, εκτός εάν υπάρχει F. Σε περιβάλλοντα με υψηλότερο Eh, η διαλυτότητα του ουρανινίτη και του κοφφινίτη αυξάνεται, ειδικότερα παρουσία φωσφορικών και ανθρακικών αλάτων. 120

135 Γεωχημεία U υψηλής θερμοκρασίας (>100 C) Η διαλυτότητα του UO 2 σε ρευστά υψηλής θερμοκρασίας φαίνεται πως είναι ανεξάρτητη του ph σε ένα εύρος 4<pH<10 και παρουσιάζει μια ελάχιστη εξάρτηση από τη θερμοκρασία από τους C (Parks & Pohl 1988, Shock et al. 1997). Σε χαμηλές θερμοκρασίες, η διαλυτότητα του U ελέγχεται από την ενεργότητα του Ο και το ph. Σε υψηλές θερμοκρασίες, η ενεργότητα του Ο είναι ο κύριος παράγοντας που την επηρεάζει. Σε θερμοκρασία 100 C, παρουσία οξειδωτικών συνθηκών και βασικού ph, επικρατούν ανθρακικές ενώσεις του UO 2, σε ουδέτερο ph επικρατούν φωσφορικές ενώσεις του UO 2 και σε όξινο ph ενώσεις του F και του Cl. Σε θερμοκρασίες υψηλότερες από 200 C, η συμπεριφορά του UO 2 είναι παρόμοια, με τη διαφορά ότι σε πολύ χαμηλό ph είναι πολύ σταθερές θειϊκές ενώσεις του UO 2. Η διαλυτότητα του ουρανινίτη σε αναγωγικές συνθήκες δεν εξαρτάται από το ph και τη θερμοκρασία (Romberger 1984, Shock et al. 1997). O Romberger (1984), μελετώντας τις μεταβολές του πεδίου σταθερότητας του ουρανινίτη σε υψηλές θερμοκρασίες, θεωρεί πως μόνο μια αύξηση στο ph ή μια μείωση στην ενεργότητα του Ο μπορεί να επιτρέψει την καταβύθιση του ουρανινίτη. Στους 200 C και με υψηλή ενεργότητα Ο, θα σχηματιστεί επίσης αιματίτης, ένα ορυκτό που συχνά συνδέεται με υδροθερμικά κοιτάσματα U. Αντίθετα, παρουσία χαμηλής ενεργότητα Ο, θα σχηματιστεί σιδηροπυρίτης. Τα μοντέλα των Romberger (1984) και Komninou & Sverjensky (1996) δείχνουν πως ο ουρανινίτης μπορεί να σχηματιστεί από τα ίδια ρευστά με τα οποία σχηματίζονται τα δευτερογενή ορυκτά του U σε υδροθερμικά κοιτάσματα (Hoeve & Sibbald 1978). Η οξείδωση του U +4 σε U +6 είναι ο πιο πιθανός τρόπος καταβύθισης του ουρανίνιτη Διαλυτότητα του U σε πυριτικά τήγματα και μαγματικά ρευστά Σύμφωνα με πειράματα διαλυτότητας του U (Peiffert et al. 1994, Peiffert et al. 1996) σε πυριτικά ρευστά, η διαλυτότητα ιόντων μεγάλης ιοντικής ακτίνας και υψηλού φορτίου εξαρτάται από το βαθμό αποπολυμερισμού των τηγμάτων (Farges et al. 1992). Ο τελευταίος 121

136 εξαρτάται από το λόγο (Κ+Na+Ca)/Al και τη θερμοκρασία. Αύξηση ενός από τα προηγούμενα, έχει σαν αποτέλεσμα τη διάσπαση των αλυσίδων Si- Al στο πυριτικό τήγμα και συνεπώς ενισχύει των αποπολυμερισμό και τη διαλυτότητα ιόντων υψηλής ιοντικής ακτίνας και μεγάλου φορτίου. Η σύσταση του τήγματος είναι ένας πολύ σημαντικός παράγοντας που επηρεάζει τη διαλυτότητα του U η οποία αυξάνεται από 10 ppm μέχρι σε ποσοστό % κ.β. με αύξηση του λόγου (Na+K)/Al από 0,7-1,6 (Σχήμα 6.3). Αύξηση της πτητικότητας του Ο χρησιμοποιώντας ως ρυθμιστικό διάλυμα Cu 2 O-CuO αντί του Ni-NiO, προκαλεί μικρή αύξηση της διαλυτότητας του U και μειώνει την εξάρτησή της από το λόγο Na+K/Al. Το U βρίσκεται στην τετρασθενή του μορφή όταν η πτητικότητα του Ο είναι χαμηλή, ενώ σε οξειδωτικές συνθήκες επικρατεί η εξασθενής (Calas 1979). Συνεπώς, οι πιο οξειδωμένες μορφές του U είναι οι πιο ευδιάλυτες σε πυριτικά τήγματα. Η παρουσία του C-CO 2 στο τήγμα δε φαίνεται να επηρεάζει τη διαλυτότητα του U τόσο όσο η παρουσία ανιόντων του Cl. Σε συστήματα που περιέχουν F, η συγκέντρωση του F είναι αυτή που ελέγχει τη διαλυτότητα του U. Η παρουσία F αυξάνει τη διαλυτότητα του U, καθώς αποπολυμερίζει τις αλυσίδες Si-Al, αντιδρώντας με το Al και σχηματίζοντας (AlF 3-6 ) (Manning 1981, Kohn et al. 1991, Schaller et al. 1992). Σχήμα 6.3. Διαλυτότητα του U σε ένα πυριτικό τήγμα σε συνάρτηση με το λόγο (Na+K)/Al, την πτητικότητα του Ο και ρευστά διαφορετικής σύστασης (Peiffert 1993, Peiffert et al. 1994, Peiffert et al. 1996). 122

137 Σε οξειδωτικές συνθήκες η διαλυτότητα του U είναι 10 φορές υψηλότερη στα διαλύματα που περιέχουν ανιόντα Cl - σε σχέση με αυτά που περιέχουν ανιόντα CΟ - 3, και 8 φορές μεγαλύτερη σε σχέση με αυτά που περιέχουν ανιόντα F. Ωστόσο, σε αναγωγικές συνθήκες, σε διαλύματα που περιέχουν ανιόντα F, είναι 10πλάσια σε σχέση με αυτή των διαλυμάτων που περιέχουν ανιόντα Cl σε ελαφρώς όξινο ph. Σε σχεδόν ουδέτερο ph και οξειδωτικές συνθήκες, το U +6 σχηματίζει ασθενή σύμπλοκα με ΟΗ - και Cl - (Nguyen-Trung et al. 1991). Σύμφωνα με τους Peiffert (1993) και Peiffert et al. (1994, 1996), οι συντελεστές κατανομής του U μεταξύ ρευστού και στερεού στους 700 C και 2 kbar παρουσιάζουν μεγάλη διακύμανση ανάλογα με τη σύσταση. Ο χαμηλότερος συντελεστής κατανομής δίνεται για υπεραλκαλικά τήγματα. Αυτό δείχνει, ότι το U είναι πολύ ευδιάλυτο σε υπεραλκαλικά μάγματα και συνεπώς διατηρείται από τη δομή του πυριτικού τήγματος, δηλαδή παραμένει στη ρευστή φάση και εμπλουτίζεται με αύξηση της διαφοροποίησης. Αντίθετα, τα υπεραργιλικά μάγματα παρουσιάζουν τους υψηλότερους συντελεστές κατανομής, κάτι που σημαίνει ότι η διαλυτότητα του U σε αυτά είναι χαμηλή Γεωχημεία Th Το Τh εμφανίζεται με αριθμούς οξείδωσης +2, +3 και +4. Η πιο συνηθισμένη του μορφή στη φύση είναι η τετρασθενής. Το Th 4+ είναι δυσδιάλυτο και γεωχημικά μη ευκίνητο στοιχείο, όπως και το U 4+. Το Th 4+ μπορεί και αυτό να υποκαθιστά το Zr 4+ και τις σπάνιες γαίες και ιδιαίτερα το Ce 4+. Συμμετέχει ως βασικό στοιχείο στη δομή ορισμένων ορυκτών και εμφανίζεται σε μικρά ως ενδιάμεσα ποσά σε πολλές άλλες ορυκτές φάσεις. Είναι το κύριο κατιόν σε ορυκτά όπως ο θορίτης ThSiO 4, ο θοριανίτης ΤhO 2, ο μπροκίτης (Ca,Th,Ce)(PO 4 )(H 2 O), ο εκανίτης ThCa 2 Si 8 O 20 κ.ά. Αντικαθιστώντας άλλα στοιχεία (Zr, Ce, Ca), το Th μπορεί να εμφανιστεί σε ορυκτά όπως το ζιρκόνιο, ο απατίτης, το ξενότιμο, ο Ceμοναζίτης και ο αλλανίτης. Τα ισότοπα του Th στη φύση ανήκουν στις ραδιενεργές σειρές του 238 U, του 235 U και του 232 Th. Στη σειρά του 238 U ανήκουν το 234 Th και το 230 Th, με ημιπερίοδο ζωής 24,1 ημέρες και 7,54 x 10 4 a αντίστοιχα, στη σειρά του 235 U το 231 Th και το 227 Th με ημιπερίοδο ζωής 25,52 ώρες και 123

138 18,72 ημέρες αντίστοιχα και στη σειρά του 232 Th, το 232 Th και το 228 Th, με ημιπερίοδο ζωής 1,4 x a και 1,19 a αντίστοιχα. Από τα ισότοπα του Th, το πιο άφθονο είναι το 232 Th με ποσοστό 99,9999% επί του συνολικού Th. Αυξημένες συγκεντρώσεις U, είναι δυνατό να σχηματιστούν δευτερογενώς, εξαιτίας της δράσης υδροθερμικών διαλυμάτων ή διαδικασιών οξείδωσης του μάγματος κατά τα τελευταία στάδια διαφοροποίησης, που έχουν σαν αποτέλεσμα τη μετατροπή του τετρασθενούς ουρανίου σε εξασθενές, που είναι γεωχημικά ευκίνητο και μπορεί να μεταφερθεί και να αποτεθεί. Παρόμοιες διαδικασίες ωστόσο, δεν ισχύουν για το θόριο, το οποίο δεν οξειδώνεται και δε μεταβάλλει την τετρασθενή του μορφή και θεωρείται γεωχημικά μη ευκίνητο στοιχείο (Adams et al. 1959, Kyser & Cuney 2008) Γεωχημεία Κ Το Κ είναι κύριο στοιχείο στο φλοιό της γης. Ανήκει στα αλκάλια και είναι λιθόφιλο στοιχείο. Έχει ατομικό αριθμό 19 και μαζικό αριθμό 39. Τα ισότοπα του Κ στη φύση είναι το 39 Κ (93,26%), το 41 Κ (6,73%) και το 40 Κ (0,012%) το οποίο είναι ραδιενεργό με ημιπερίοδο ζωής 1,28X10 9 a. Το Κ μπορεί να αντικατασταθεί στο πλέγμα ορυκτών από το Rb ή το Pb. Το Κ + συμμετέχει στις δομές βασικών πετρογενετικών ορυκτών όπως αλκαλιούχοι άστριοι ((K,Na)AlSi 3 O 8 ), αμφίβολοι (A 0-1 B 2 C 5 T 8 O 22 (OH, F, Cl) 2 όπου Α = Νa, Κ, Β = Νa, Li, Ca, Mn, Fe 2+, Mg, C = Mg, Fe 2+, Mn, Al, Fe 3+, Ti και T = Si, Al) και μαρμαρυγίες (W(X, Y) 2-3 Z 4 O 10 (OH, F) 2 όπου W = K, (Na), X, Y = Al, Li, Mg, Fe 2+, Fe 3+ και Z = Si, Al με Si:Al = 3:1). Υψηλές συγκεντρώσεις Κ απαντώνται στα τελευταία στάδια διαφοροποίησης του μάγματος (Larsen & Phair 1954), ενώ αλκαλικά πυριγενή πετρώματα συνδέονται με υψηλές συγκεντρώσεις U και Τh (Kyser & Cuney 2008). Κατά τη χημική αποσάθρωση το Κ των πυριγενών πετρωμάτων, επειδή έχει ιοντικό δυναμικό μικρότερο από 3, είναι ευδιάλυτο και απομακρύνεται, ανεξάρτητα από τη μεταβολή του ph. 124

139 Γεωχημεία Ra Το Ra βρίσκεται στη φύση μόνο ως δισθενές κατιόν. Η παρουσία οξειδωαναγωγικών συνθηκών δεν επηρεάζει τη διαλυτότητά του. Τα ισότοπα του Ra στη φύση είναι το 226 Ra (ημιπερίοδος ζωής 1,6 x 10 3 a) που ανήκει στη σειρά του 238 U, το 223 Ra (ημιπερίοδος ζωής 11,43 ημέρες) που ανήκει στη σειρά του 235 U, το 228 Ra (ημιπερίοδος ζωής 1,91 a) και το 224 Ra (ημιπερίοδος ζωής 3,66 ημέρες) που ανήκουν στη σειρά του 232 Th. Η αφθονία του Ra στη φύση εξαρτάται από τις συγκεντρώσεις των μητρικών του ραδιονουκλιδίων. Το Ra ανήκει στις αλκαλικές γαίες, είναι γεωχημικά δυσκίνητο, αλλά είναι περισσότερο ευδιάλυτο σε σχέση με το Th (Dosseto et al. 2003). Η διαλυτότητα του 226 Ra μπορεί να αυξάνεται παρουσία θαλάσσιου νερού και αλάτων με το σχηματισμό συμπλόκων (Gascoyne & Schwarcz 1986). 6.3 Μόνιμη ραδιενεργός ισορροπία (Radioactive secular equilibrium) Όταν ένα ισοτοπικό σύστημα είναι αδιατάρακτο, εννοείται ότι αυτό είναι κλειστό. Σε αυτή την περίπτωση η ραδιενέργεια του μητρικού ραδιονουκλιδίου είναι ίδια με αυτή του/των ενδιάμεσων και του τελικού προϊόντος διάσπασης, που σημαίνει ότι όλα τα παραπάνω, διασπώνται με τον ίδιο ρυθμό. Αυτή η κατάσταση σε μια ραδιενεργό σειρά, ορίζεται ως μόνιμη ραδιενεργός ισορροπία. Η παραπάνω ισορροπία διαταράσσεται όταν το μητρικό ραδιονουκλίδιο ή το προϊόν διάσπασής του εισέρχεται στο, ή απομακρύνεται από το ισοτοπικό σύστημα κατά τη διάρκεια περιόδου συγκρίσιμης με την ημιπερίοδο ζωής του θυγατρικού ραδιονουκλιδίου και σε απόσταση συγκρίσιμη με το μέγεθος του συστήματος. Η διαταραχή της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας μπορεί να έχει διάφορα αίτια και έχει σαν αποτέλεσμα τον εμπλουτισμό ή την απομάκρυνση είτε του μητρικού ραδιονουκλιδίου, είτε του προϊόντος διάσπασής του. Ο βαθμός της διαταραχής της ισορροπίας εκφράζεται συνήθως με το λόγο των ενεργοτήτων του προϊόντος διάσπασης προς το μητρικό ραδιονουκλίδιο. Ωστόσο, η διαταραχή της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας είναι μια μη σταθερή κατάσταση και ο χρόνος της αποκατάστασης της 125

140 ισορροπίας εξαρτάται από τους ρυθμούς διάσπασης των ραδιονουκλιδίων που εξετάζονται. Για τη μελέτη της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας, συνήθως χρησιμοποιείται ένα μητρικό ραδιονουκλίδιο με μεγάλο χρόνο ημιπεριόδου ζωής και ένα θυγατρικό του με αρκετά μικρότερο χρόνο ημιπεριόδου ζωής (Osmond et al. 1983). Οι αιτίες που δημιουργούν τη διαταραχή της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας, σχετίζονται με γεωχημικές διαδικασίες οι οποίες μετακινούν ένα ραδιονουκλίδιο κατά τη διάρκεια περιόδου συγκρίσιμης με την ημιπερίοδο ζωής του θυγατρικού ραδιονουκλιδίου (Osmond & Cowart 1982). Τα πετρώματα που βρίσκονται σε μεγαλύτερα βάθη, βρίσκονται γενικά σε κατάσταση ραδιενεργού ισορροπίας (Iyengar 1990). Οι μηχανισμοί που δρουν σε επιφανειακό περιβάλλον αφορούν τη διάλυση και την καταβύθιση των πιο ευδιάλυτων νουκλιδίων μιας ραδιενεργού σειράς, τη διάχυση των νουκλιδίων του ραδονίου και τις επιπτώσεις της ανάκρουσης των σωματιδίων α (α-particle recoil) (Gascoyne 1992, Ivanovich & Harmon 1982, Ivanovich & Harmon 1992, Osmond & Cowart 1976, Osmond & Cowart 1982). Σε περίπτωση που ένα γρανιτικό πέτρωμα δεν παρουσιάζει ρωγμώσεις, προφανώς δεν μπορεί να επηρεαστεί σημαντικά από τη δράση του υπόγειου νερού και η αιτία της μη ύπαρξης μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας θα πρέπει να αποδοθεί στην ανάκρουση των σωματιδίων α, στην ενέργεια δηλαδή που μεταδίδεται στο θυγατρικό πυρήνα κατά τη διάρκεια μιας α- διάσπασης, η οποία μπορεί να προκαλέσει βλάβη στο κρυσταλλικό πλέγμα του ορυκτού και να κινητοποιήσει γεωχημικά το θυγατρικό νουκλίδιο (Gascoyne & Miller 2001). Αν το ισοτοπικό σύστημα κλείσει, τότε η ισορροπία μεταξύ μητρικού-θυγατρικού ραδιονουκλιδίου θα αποκατασταθεί, αν δε συμβεί αυτό, τότε η ισορροπία δε θα αποκατασταθεί. Ειδικότερα, σε μια ραδιενεργό σειρά, το προϊόν διάσπασης μπορεί να είναι γεωχημικά πιο ευκίνητο από το θυγατρικό του σε δεδομένες συνθήκες Eh, ph, παρουσία ορισμένων κατιόντων, ή συμπλοκοποιητών όπως χουμικά οξέα κτλ. Συνεπώς, η διείσδυση διαλυμάτων (π.χ. υπόγειο νερό) είναι δυνατό να τα απομακρύνει. Αποτέλεσμα αυτής της διαδικασίας, θα είναι η απομάκρυνση των θυγατρικών ραδιονουκλιδίων στο πέτρωμα και ο εμπλουτισμός των διαλυμάτων σε αυτά. Με αυτό τον τρόπο, μπορεί να εντοπιστεί η επίδραση νερών ή άλλων διαλυμάτων σε πετρώματα, τα οποία 126

141 φαινομενικά είναι αναλλοίωτα. Αντίστοιχα, αν το μητρικό ραδιονουκλίδιο είναι πιο ευκίνητο σε σχέση με το θυγατρικό, είναι δυνατός ο εμπλουτισμός σε μητρικό αντί για θυγατρικό νουκλίδιο (Osmond et al. 1983). Σε ένα ισοτοπικό σύστημα που ήταν ανοικτό και έχει κλείσει, η μόνιμη ραδιενεργός ισορροπία μεταξύ ενός ραδιονουκλιδίου και των προϊόντων διάσπασής του, αποκαθίσταται σε χρόνο ίσο με το πενταπλάσιο ή εξαπλάσιο της ημιπεριόδου ζωής του θυγατρικού ραδιονουκλιδίου. Για παράδειγμα, στη σειρά του U, η μόνιμη ραδιενεργός ισορροπία μεταξύ του 230 Τh και του 226 Ra αποκαθίσταται σε χρόνο ίσο με 10 ka περίπου, χρόνος περίπου έξι φορές μεγαλύτερος από την ημιπερίοδο ζωής του 226 Ra που είναι 1,6 ka. Αντίστοιχα, η ισορροπία μεταξύ 238 U- 234 U και του 234 U- 230 Τh, αποκαθίσταται σε περίπου 1 Ma και 300 ka αντίστοιχα (Dosseto et al. 2008). Απόπλυση και απομάκρυνση του 238 U και του 234 U από το πέτρωμα προκαλεί περίσσεια 230 Τh και διαταραχή της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας που διαρκεί περίπου 350 ka μετά την παύση της απόπλυσης των ισοτόπων του U (Gascoyne & Schwarcz 1986). Το 234 U μπορεί επίσης να διαχωριστεί από το 238 U εξαιτίας μεταβολής του αριθμού οξείδωσης και εκλεκτικής απόπλυσής του από κρυστάλλους ορυκτών των οποίων το πλέγμα έχει υποστεί βλάβες από τη ραδιενέργεια. Στην περίπτωση αυτή, η ραδιενεργός ισορροπία δε θα αποκατασταθεί σε περίοδο 1 Ma (Gascoyne & Schwarcz 1986). Η μέτρηση και ο υπολογισμός του βαθμού της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας, μπορεί να χρησιμοποιηθεί για τον εντοπισμό πρόσφατων γεωλογικά αλληλεπιδράσεων μεταξύ νερού και γρανιτικών πετρωμάτων (Scott et al. 1992). Οι διαδικασίες που είναι δυνατό να επηρεάσουν το ισοτοπικό σύστημα της σειράς του 238 U, είναι η αποσάθρωση και η επίδραση του υπόγειου νερού στα γρανιτικά πετρώματα. Το σύστημα μπορεί να έχει διαταραχτεί απότομα (σε χρόνο πολύ μικρότερο από τις ημιπεριόδους ζωής των ισοτόπων που μελετώνται), ή να έχει υποστεί συνεχείς διαταραχές για μεγαλύτερο χρονικό διάστημα και μάλιστα οι διαταραχές αυτές μπορεί να συνεχίζονται μέχρι σήμερα (Scott et al. 1992). Tα παραπάνω είναι δυνατό να προκαλέσουν την κινητοποίηση και απομάκρυνση των ισοτόπων του U ( 238 U, 234 U) και του 226 Ra, που είναι γεωχημικά αρκετά πιο ευκίνητα σε σχέση με το 230 Τh, που είναι μη ευκίνητο και δεν απομακρύνεται (Gascoyne & Schwarcz 1986). Σε ορισμένες περιπτώσεις είναι δυνατός ο υπολογισμός 127

142 της ηλικίας της διαταραχής, αλλά θα πρέπει να είναι γνωστά ο βαθμός στον οποίο το σύστημα έχει κλείσει και οι γεωχημικές συνθήκες πριν από τη διαταραχή (Ivanovich & Harmon 1982). Η απομάκρυνση του U από ορυκτά όπως ο τιτανίτης και το ζιρκόνιο είναι αμελητέα σε μεγάλα διαστήματα του γεωλογικού χρόνου. Αντίθετα, το U που βρίσκεται στο πλέγμα λιγότερο ανθεκτικών σε διάβρωση ορυκτών όπως ο βιοτίτης ή η κεροστίλβη, ή ακόμη το U που βρίσκεται στα όρια των κόκκων, μπορεί εύκολα να ξεπλυθεί και να απομακρυνθεί (Gascoyne & Cramer 1987). Η μελέτη της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας (κυρίως μεταξύ 234 U- 230 Th) βρίσκει επίσης εφαρμογή στη μελέτη της πετρογένεσης πολύ πρόσφατων ηφαιστειακών πετρωμάτων, ηλικίας μικρότερης από 10 4 a (Goldstein et al. 1992, Condomines et al. 1988, Peate & Hawkesworth 2005, McKenzie 1985 κ.ά.) Στην παρούσα διατριβή, όπως προαναφέρθηκε, παρουσιάζονται δεδομένα για το 238 U και το 226 Ra από τη σειρά του 238 U και για το 228 Ra και το 228 Th από τη σειρά του 232 Th (Πίνακας 4.1). Η θέση των παραπάνω ραδιονουκλιδίων στις ραδιενεργές σειρές του 238 U και 232 Th παρουσιάζεται στο σχήμα 6.4. Από τα δεδομένα αυτά μπορούν να βγουν συμπεράσματα για την ύπαρξη μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας στις ραδιενεργές σειρές του 238 U και 232 Τh, υπολογίζοντας τους λόγους 226 Ra/ 238 U και 228 Th/ 228 Ra αντίστοιχα και κατασκευάζοντας τα αντίστοιχα διαγράμματα συσχέτισης. Εξαιτίας της έλλειψης δεδομένων για τις ενεργότητες των ραδιονουκλιδίων που προηγούνται του 226 Ra στη σειρά του 238 U, δεν μπορεί να βγει κάποιο συμπέρασμα για το αν τα ζεύγη 238 U- 234 U, 234 U- 230 Τh και 230 Τh- 226 Ra βρίσκονται σε κατάσταση ισορροπίας μεταξύ τους. Συνεπώς, δεδομένου ότι η ηλικία όλων των εξεταζόμενων δειγμάτων είναι σαφώς μεγαλύτερη του 1 Ma, για τα δείγματα που εμφανίζουν λόγο 226 Ra/ 238 U στατιστικά σημαντικά διαφορετικό από τη μονάδα, θεωρείται ότι το ισοτοπικό σύστημα της σειράς του 238 U των δειγμάτων επηρεάστηκε από δευτερογενείς διαδικασίες στο διάστημα από περίπου 1 Ma ή 10 ka μέχρι σήμερα, χρόνος ο οποίος είναι αρκετός ώστε να επιτρέψει το διαχωρισμό μεταξύ των ισοτόπων και τη διατήρηση της διαταραχής στη ραδιενεργό ισορροπία. Αντίστοιχα, πετρώματα που έχουν λόγο 226 Ra/ 238 U=1 είναι πραγματικά αναλλοίωτα, ή 128

143 δεν έχουν επηρεαστεί από υπόγεια νερά κατά το παραπάνω διάστημα (Gascoyne & Miller 2001). Σχήμα 6.4. Οι ραδιενεργές σειρές του 238 U και του 232 Th (τμήμα του σχήματος 3.3). Μέσα σε κόκκινο κύκλο βρίσκονται τα ισότοπα που εξετάζονται. Σε δείγματα με λόγο 226 Ra/ 238 U>1, το 238 U έχει αποπλυθεί και μεταφερθεί ή το 226 Ra έχει αποτεθεί. Η απόθεση και ο εμπλουτισμός του 226 Ra μπορεί να γίνει τοπικά και μπορεί να οφείλεται σε μίξη θαλάσσιου με επιφανειακό νερό (Gascoyne & Schwarcz 1986). Όσο υψηλότερος είναι ο λόγος 226 Ra/ 238 U, τόσο υψηλότερη είναι η διαταραχή του ισοτοπικού συστήματος εξαιτίας της διήθησης του νερού στο πέτρωμα διαμέσου ρωγμώσεων ή ζωνών αποσάθρωσης (Perez del Villar et al. 1996). Γενικά, η κατάσταση διαταραχής της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας μεταξύ 226 Ra και 238 U, καταδεικνύει εκλεκτική απόθεση του 230 Τh ή του 226 Ra, τα οποία είναι λιγότερα διαλυτά στο νερό από το U (Ibrahiem 2003). Αντίθετα, σε δείγματα με 226 Ra/ 238 U<1 η περίσσεια του 238 U οφείλεται πιθανόν στη μεταφορά και την απόθεση του σε εκείνη τη θέση. Σχετικά με τη σειρά του 232 Τh, η ύπαρξη μόνιμου ραδιενεργού ισορροπίας μεταξύ του 228 Ra και του 228 Th, δείχνει ότι το ισοτοπικό 129

144 σύστημα παρέμεινε κλειστό για περισσότερα από 40 a, δηλαδή όσο είναι περίπου το 6πλάσιο της ημιπεριόδου ζωής του 228 Th (Santos & Marques 2007). Προηγούμενες μελέτες της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας σε γρανίτες, έχουν δείξει πολύ έντονο διαχωρισμό των ισοτόπων της σειράς του 238 U. Συγκεκριμένα, οι τιμές του λόγου 234 U/ 238 U ποικίλλουν από 2,30 έως 0,5 και οι αντίστοιχες του λόγου 230 Th/ 234 U από 3,7 έως 0,8 (Rοsholt 1983, Gascoyne & Schwarcz 1986, Latham & Schwarcz 1987). Ο διαχωρισμός αυτός, οφείλεται συνήθως στην εκλεκτική απομάκρυνση των ισοτόπων του U, η οποία δημιουργεί περίσσεια 230 Th (Smellie & Rosholt 1984), ως αποτέλεσμα της γεωχημικής συμπεριφοράς του U. Η κινητικότητα του U, μπορεί να οφείλεται είτε στην οξείδωση από την τετρασθενή στην εξασθενή μορφή, είτε στην απελευθέρωση ισοτόπων του U από το κρυσταλλικό πλέγμα των ορυκτών εξαιτίας της βλάβης του από την ακτινοβολία (Fleischer 1980). Γενικά, η εκλεκτική κινητοποίηση του U, φαίνεται πως είναι αποτέλεσμα πολύπλοκων διαδικασιών, παρά ενός μεμονωμένου γεγονότος. Η συνεχής μεταφορά των ισοτόπων του U και του Ra, θα πρέπει να ισχύει ιδιαίτερα στην περίπτωση πετρωμάτων που βρίσκονται στην επιφάνεια ή κοντά στην επιφάνεια και συνεπώς σε περιβάλλον όπου δρα η αποσάθρωση (Gascoyne & Schwarcz 1986). Ο δευτερογενής εμπλουτισμός σε U μπορεί να γίνει σε δύο στάδια. Κατά το πρώτο στάδιο, το πέτρωμα επηρεάζεται από υδροθερμικά ρευστά, τη απόπλυση του U και το σχηματισμό ένυδρων φάσεων του UO 2. Στη συνέχεια, το οξειδωμένο υπόγειο νερό διαλύει τις προηγούμενες φάσεις και απελευθερώνει UO 2. Η αλληλεπίδραση του υπόγειου νερού με τις φάσεις του U, μπορεί να διευκολυνθεί και να λάβει χώρα σε μεγάλα βάθη, μέσω τεκτονικών δομών (Saleh & Makroum 2003). 130

145 6.3.1 Ραδιενεργός ισορροπία στη σειρά του 238 U των εξεταζόμενων δειγμάτων Στο κεφάλαιο αυτό συσχετίζονται οι ενεργότητες (Bq/kg) του μητρικού 238 U και του προϊόντος διάσπασής του 226 Ra, προκειμένου να διαπιστωθεί η ύπαρξη ή μη ραδιενεργού ισορροπίας στη σειρά του 238 U στα αναλυθέντα δείγματα της διατριβής. Στον πίνακα 6.1 παρουσιάζονται οι τιμές των λόγων 226 Ra/ 238 U και 228 Th/ 228 Ra, καθώς και οι τιμές του λόγου Th/U των εξετασθέντων δειγμάτων. Για τον υπολογισμό του τελευταίου χρησιμοποιήθηκε το 228 Ra ως αντιπροσωπευτικό του Th και το 238 U ως αντιπροσωπευτικό του U. Η επιλογή αυτή βασίζεται στο ότι το 228 Ra θεωρείται ότι βρίσκεται σε ισορροπία με το 232 Th, ενώ το 238 U αντιστοιχεί στο 99,3% του συνολικού U. Πίνακας 6.1. Τιμές του 226 Ra/ 238 U, 228 Th/ 228 Ra και Th/U για τα εξεταζόμενα δείγματα. Περιοχή Δείγμα 226 Ra/ 238 U 228 Th/ 228 Ra Τh/U Ξάνθη GAE-1 1,13 0,95 4,22 GAE-9 0,94 0,98 3,45 GAE-11 0,72 1,16 2,29 XMZ ,96 0,98 3,30 X-270 1,09 0,95 3,22 ΝG ,99 MZ-500 0,92 1,06 2,92 X-602 1,02 1,04 4,09 Βαρνούντας L-13 0,92 0,97 5,66 MP-5 0,98 0,96 4,00 P-5 0,95 0,97 5,94 I-3 0,89 0,95 3,05 T-10 1,02 1,02 4,15 P-7 0,66 0,97 2,74 ΚR-9 1,00 1,01 4,67 Μαρώνεια MP-12 0,79 0,97 10,06 MP-34 0,92 0,98 2,71 MP-3 0,97 1,00 3,05 MP-6 1,09 0,95 3,80 MP-38 0,96 0,98 3,01 MP-53 1,03 1,02 3,00 MP-77 1,09 0,99 3,38 MP-90 1,18 0,99 4,27 ΜR-11 1,10 1,05 3,24 Καστοριά PE-11 0,90 1,00 3,05 TH-5 0,94 1,04 2,69 Σιθωνία STH-162 0,81 0,97 1,61 STH-170 0,89 0,93 2,95 STH-9 0,94 1,03 3,99 131

146 Πίνακας 6.1. (Συνέχεια). Τιμές του 226 Ra/ 238 U, 228 Th/ 228 Ra και Th/U για τα εξεταζόμενα δείγματα. Περιοχή Δείγμα 226 Ra/ 238 U 228 Th/ 228 Ra Τh/U STH-5 0,93 1,00 3,18 STH-6 0,93 1,05 2,53 STH-13 1,37 0,95 4,80 STH-118 1,11 1,00 3,91 STH-450 1,14 1,01 4,70 Βροντού SB-36 0,97 0,99 3,31 SB-41 1,02 0,97 3,32 SB-50 0,99 1,01 2,99 SB-55 1,11 3,93 L-4 1,23 1,03 5,03 B-7 1,04 0,92 4,78 TS-10 0,90 0,95 4,40 Ελατιά D-5 0,89 1,01 5,01 D-8b 0,98 1,00 5,52 D-15 0,92 0,98 8,00 DSK-17 0,95 1,04 5,43 A-13 1,08 1,00 0,70 H-9 0,94 0,98 10,91 Γρανίτης G-2 1,37 0,96 5,98 G-6 1,13 0,99 3,26 Πανόραμα PR-27 1,17 1,05 3,98 P-6 0,98 1,01 3,42 Φίλιπποι YD-12 1,40 1,03 5,76 Μουριές MP-500 0,77 1,02 3,92 MP-105 0,82 1,00 3,58 ΜΡ-501 0,92 1,00 3,65 Λεπτοκαρυά- Κίρκη L-23a 1,10 1,07 2,88 Μονοπήγαδο MO-4 0,83 1,00 2,96 MO-41 0,94 0,95 1,48 Αρναία ARN-3 0,74 1,00 4,09 ARN-9 0,80 0,97 3,66 ARN-12 0,65 0,99 4,28 Φανός FN-51 0,85 0,97 4,16 F-5 0,69 0,98 2,74 MD-2 0,64 1,00 5,35 FP-1 0,81 0,97 3,39 Σαμοθράκη ΧΧ-2 0,94 1,01 1,62 RF-24 0,97 0,97 2,91 Καβάλα ΚΒ-31 1,12 1,01 0,96 ΚΒ-6 0,92 1,06 1,46 ΚΒ-33 0,93 1,05 2,44 Κ-36 0,82 0,99 3,03 Κ-42 0,92 0,99 1,84 ΚΒ-1 0,90 1,15 1,99 Κ-32 0,92 1,04 1,26 Κ-38 0,70 1,01 4,93 132

147 Πίνακας 6.1. (Συνέχεια). Τιμές του 226 Ra/ 238 U, 228 Th/ 228 Ra και Th/U για τα εξεταζόμενα δείγματα. Περιοχή Δείγμα 226 Ra/ 238 U 228 Th/ 228 Ra Τh/U Ιερισσός ΙERP-1 0,79 1,05 1,85 Στρατώνι STR-1 0,73 0,98 4,18 Άγιο Όρος ΑΟ-9 0,94 1,00 1,79 ΑΟ-27 0,83 1,05 7,93 ΑΟ-127 0,78 1,04 9,21 ΑΟ-57 1,17 1,01 2,72 Φλαμούρι FL-1 0,89 0,92 1,22 FL-2 0,93 1,00 5,01 3 Βρύσες 3BR-102 0,61 0,94 1,82 3BR-1 1,26 1,02 5,25 CHAL-1 0,88 1,06 3,22 Χαλάσματα PLH-1 1,25 1,04 3,55 PLH-2 1,10 1,15 3,10 KR-1 0,92 1,02 2,50 Τήνος FAL-1 1,13 1,09 2,85 FAL-2 1,33 1,03 2,60 Μύκονος TUM-1 0,37 0,99 1,54 PLM-1 1,13 0,99 3,48 Πάρος NP-2 0,96 1,06 3,50 KP-1 0,96 1,04 6,40 Νάξος APN-1 1,01 1,01 3,94 AAN-1 0,87 1,02 2,98 KAN-1 1,06 1,06 7,04 VN-1 1,01 0,99 4,03 Ικαρία API-2 0,90 1,04 1,27 AI-1 1,26 1,02 3,45 KI-2 0,92 1,05 2,81 MI-1 0,94 1,04 3,78 PI-1 1,02 0,97 1,09 KI-1 1,10 1,05 3,68 XI-3 1,17 0,95 1,74 Σέριφος KAS-1 1,02 1,07 2,92 KS-1 0,84 1,06 2,66 XS-1 0,97 1,02 2,07 Λαύριο L-1 0,94 1,04 2,60 Καστανιά KST-20 0,97 0,98 4,89 KST-5 1,36 1,00 12,69 Παπίκιο Όρος P-108 0,79 1,02 2,79 P-220 0,77 1,05 2,66 P-115 0,75 1,04 6,62 Δεσκάτη DESK05 0,76 1,03 3,72 133

148 Πίνακας 6.1. (Συνέχεια). Τιμές του 226 Ra/ 238 U, 228 Th/ 228 Ra και Th/U για τα εξεταζόμενα δείγματα. Περιοχή Δείγμα 226 Ra/ 238 U 228 Th/ 228 Ra Τh/U Παλιός Άγιος Αθανάσιος PAA-1 0,87 1,04 5,36 Δήλος DEL-1 0,95 1,05 5,40 DEL-2 0,93 1,04 5,50 Κασσιτερές PKS-1 1,41 1,00 4,03 Πεύκη (Παρανέστι) 49 0,80 0,99 3,06 Τυπική Απόκλιση 0,27 0,04 1,95 Στο σχήμα 6.5 παρουσιάζεται σε λογαριθμική μορφή η συσχέτιση μεταξύ της ενεργότητας (Bq/kg) του μητρικού 238 U και του προϊόντος διάσπασής του 226 Ra για τα δείγματα της διατριβής, σε σχέση με τη γραμμή ισορροπίας 226 Ra/ 238 U=1 και τις ευθείες που αντιστοιχούν στο ±σ (±0.3). Τα δείγματα που προβάλλονται κοντά στη γραμμή ισορροπίας βρίσκονται σε κατάσταση μόνιμου ραδιενεργού ισορροπίας. Τα ισοτοπικά συστήματα αυτών των δειγμάτων θεωρούνται κλειστά για χρόνο συγκρίσιμο με τις ημιπεριόδους ζωής του 234 U και του 230 Th που παρεμβάλλονται μεταξύ του 238 U και 226 Ra στη ραδιενεργό σειρά του 238 U. Σχήμα 6.5. Λογαριθμικό διάγραμμα συσχέτισης του 238 U και 226 Ra. Με κόκκινους κύκλους εμφανίζονται τα δείγματα με την πιο διαταραγμένη ραδιενεργό ισορροπία. Οι ευθείες με κλίση 1,3 ( 226 Ra/ 238 U=1,3) και 0,7 ( 226 Ra/ 238 U=0,7) είναι οι ευθείες που παριστάνουν το ±σ 134

149 Από τον πίνακα 6.1 και το σχήμα 6.5 φαίνεται ότι μεταξύ των δύο ισοτόπων της σειράς του 238 U φαίνεται πως υπάρχει μια πολύ καλή συσχέτιση, γεγονός που υποδηλώνει την ύπαρξη μόνιμου ραδιενεργού ισορροπίας στα περισσότερα δείγματα. Αντίθετα, εκτός ραδιενεργού ισορροπίας και με λόγο 226 Ra/ 238 U στατιστικά σημαντικό <1 (±1σ) βρίσκονται τα δείγματα TUM-1 (Μύκονος, 226 Ra/ 238 U=0,37), F-5 και MD-2 (Φανός, 226 Ra/ 238 U=0,69 και 0,64 αντίστοιχα), ARN-12 και ARN-3 (Αρναία, 226 Ra/ 238 U=0,65 και 0,74 αντίστοιχα), Κ-38 (Καβάλα, 226 Ra/ 238 U=0,7), Ρ-7 (Βαρνούντας, 226 Ra/ 238 U=0,66), 3BR-102 (Τρεις Βρύσες, 226 Ra/ 238 U=0,61) και GAE-11 (Ξάνθη, 226 Ra/ 238 U=0,72). Από τα παραπάνω προκύπτει ότι τα συγκεκριμένα δείγματα εμπλουτίστηκαν σε U τα τελευταία 1Ma-10ka, πιθανώς μέσω μιας διαδικασίας απόθεσης του U, ή απομάκρυνσης του Ra. Τα δείγματα που εμφανίζουν λόγο 226 Ra/ 238 U στατιστικά σημαντικά 1 (±1σ) είναι το G-2 (Γρανίτης, 226 Ra/ 238 U=1,37), PKS-1 (Kασσιτερές, 226 Ra/ 238 U=1,41) STH-13 (Σιθωνία, 226 Ra/ 238 U=1,37), KST-5 (Καστανιά, 226 Ra/ 238 U=1,36) και FAL-2 (Τήνος, 226 Ra/ 238 U=1,33). Σύμφωνα με τα παραπάνω, στα δείγματα αυτά έχει επέλθει απόπλυση και μεταφορά του U από τη δράση υδατικών διαλυμάτων ή εμπλουτισμό σε 226 Ra. Όλα τα παραπάνω δείγματα παρουσιάζονται φαινομενικά αναλλοίωτα, εκτός από την παρουσία σε ορισμένα από αυτά καολινίωσης ή και σερικιτίωσης, σε βαθμό όμως όχι μεγαλύτερο αυτού που εμφανίζεται στα υπόλοιπα δείγματα. Εφόσον η διαταραχή της μόνιμης ραδιενεργού ισορροπίας στα παραπάνω δείγματα έγινε πρόσφατα στο γεωλογικό χρόνο, τα αίτια θα πρέπει να αναζητηθούν στη διαλυτότητα και τη γεωχημεία του U σε χαμηλές θερμοκρασίες. Όπως αναφέρθηκε παραπάνω, έντονη απόπλυση και μεταφορά του U ως U +6 σε χαμηλές θερμοκρασίες, παρατηρείται παρουσία κάποιων ανιόντων όπως F -, Cl -, CO , SO 4 και PO 4 3- ή σε ph<4. Συνεπώς, τέτοιες συνθήκες πιθανολογείται ότι επικράτησαν στα δείγματα με 226 Ra/ 238 U>1. Αντίθετα, παρουσία αλκαλικού ph, και απουσία όλων των παραπάνω ανιόντων εκτός του PO 3-4, προκαλούν μείωση του λόγου 226 Ra/ 238 U σε τιμές <1. Συνεπώς, το νερό, υπόγειο ή θαλάσσιο, ανάλογα με τη σύστασή του, προκάλεσε μεταβολές στο ισοτοπικό σύστημα του U στα παραπάνω δείγματα, ανερχόμενο πιθανότατα μέσω διαρρήξεων και με την επίδραση ή μη του μετεωρικού νερού. Η επιβεβαίωση των διαδικασιών αυτών απαιτεί 135

150 ερευνητική προσπάθεια η οποία βρίσκεται εκτός του σκοπού της παρούσας διατριβής Ραδιενεργός ισορροπία στη σειρά του 232 Th των εξεταζόμενων δειγμάτων Στο σχήμα 6.6 παρουσιάζεται σε λογαριθμική μορφή η συσχέτιση μεταξύ της ενεργότητας (Bq/kg) του μητρικού 228 Ra και του προϊόντος διάσπασής του 228 Th για τα δείγματα της διατριβής, σε σχέση με τη γραμμή ισορροπίας 228 Ra/ 228 Th =1 και τις ευθείες που αντιστοιχούν στο ±σ. Τα δείγματα που προβάλλονται κοντά στη γραμμή ισορροπίας βρίσκονται σε κατάσταση μόνιμου ραδιενεργού ισορροπίας. Από τον πίνακα 6.1 και το σχήμα 6.6, παρατηρούμε πως όλα τα εξεταζόμενα δείγματα προβάλλονται πάνω ή πολύ κοντά στην ευθεία ραδιενεργού ισορροπίας του λόγου 228 Ra/ 228 Th και στις ευθείες που αντιπροσωπεύουν το ±σ. Τη μεγαλύτερη εξαίρεση σε αυτό αποτελεί το δείγμα GAE-11 από την Ξάνθη, με λόγο 228 Ra/ 228 Th=1,16. Αξίζει να σημειωθεί επίσης ότι το συγκεκριμένο δείγμα παρουσίασε διαταραγμένο το ισοτοπικό σύστημα του U, όπως παρουσιάστηκε νωρίτερα. Σχήμα 6.6. Λογαριθμικό διάγραμμα συσχέτισης του 228 Ra και 228 Th. Οι ευθείες με κλίση 1,04 ( 228 Th/ 228 Ra=1,04) και 0,96 ( 226 Ra/ 238 U=0,96) είναι οι ευθείες που παριστάνουν το ±σ 136

151 Είναι φανερό ότι αντίστοιχα συμπεράσματα για τη διαταραχή της ραδιενεργού ισορροπίας δεν μπορούν να βγουν από τη συσχέτιση μητρικού-θυγατρικού ραδιονουκλιδίου στη σειρά του Th. Το Th είναι γεωχημικά μη ευκίνητο στοιχείο και πολύ δύσκολα επηρεάζεται από δευτερογενείς διαδικασίες, ενώ οι πολύ μικροί ημιπερίοδοι ζωής των ραδιονουκλιδίων της σειράς του Th ( 228 Ra 5,75 a και 228 Th 1,91 a) που εξετάστηκαν δεν επιτρέπουν τη διατήρηση διαταραχών στη ραδιενεργό ισορροπία. 6.4 Λόγος Th/U Πετρώματα στα οποία το 238 U και το 232 Th βρίσκονται σε ραδιενεργό ισορροπία με τα θυγατρικά τους ραδιονουκλίδια, αλλά παρόλα αυτά έχουν επηρεαστεί από διαδικασίες απομάκρυνσης ή απόθεσης U, μπορούν να διακριθούν με μελέτη του λόγου Th/U. Μεταβολές στο λόγο Th/U και συνεπώς εμπλουτισμός ή απεμπλουτισμός σε U, μπορούν να συμβούν σε πλουτωνικά πετρώματα μέσω μαγματικής διαφοροποίησης, μερικής τήξης, επίδρασης υδροθερμικών διαλυμάτων, Na-μετασωμάτωσης και υψηλού βαθμού μεταμόρφωσης (Kyser & Cuney 2008). Γενικά η συγκέντρωση ενός ιχνοστοιχείου σε ένα εξελιγμένο μαγματικό πέτρωμα εξαρτάται από την αρχική περιεκτικότητα της πηγής του μάγματος στο ιχνοστοιχείο αυτό, από τον τρόπο διαφοροποίησης, από διαδικασίες μίξης-αφομοίωσης και από δευτερογενείς διαδικασίες. Προϊόντα έντονης διαφοροποίησης υπεραλκαλικών μαγμάτων, δίνουν πετρώματα εμπλουτισμένα σε U και Th. Αυτό οφείλεται στην υψηλή διαλυτότητα των στοιχείων αυτών σε μάγματα υπεραλκαλικής σύστασης. Σε αυτή την περίπτωση, είναι δυνατό να σχηματιστούν ορυκτά πλούσια σε U, Th, Zr, REE, Nb και Ta. Οι πιο εξελιγμένοι και άρα πιο πλούσιοι σε U και Th πετρογραφικοί τύποι βρίσκονται συνήθως στα περιθώρια του μαγματικού όγκου, όπου τοποθετούνται υπολλειμματικά τήγματα. Η διαφοροποίηση σε αυτά τα μάγματα, έχει σαν αποτέλεσμα ο λόγος Th/U να διατηρείται σταθερός. Αποκλίσεις από αυτόν τον κανόνα της μαγματικής κατανομής του Th και U, αποδίδονται σε ρευστά, τα οποία έδρασαν είτε στα τελευταία στάδια της μαγματικής δραστηριότητας, είτε μετά από αυτή (Σχήμα 6.7). Υψηλές τιμές fo 2 που αναπτύσσονται κατά τα τελευταία 137

152 στάδια της μαγματικής δραστηριότητας, μπορεί να προκαλέσουν εκλεκτική απομάκρυνση του U με τη μορφή του UO 2 + και αύξηση του λόγου Th/U. Σχήμα 6.7. Συσχέτιση μεταξύ U και Th στην περιοχή μεταλλοφορίας U του Κvanefjeld (μέσα σε υπεραλκαλικό νεφελινικό συηνίτη) που καταδεικνύει δύο τύπους διαχωρισμού του U (Clausen 1982). Τρεις κύριοι τύποι μαγματικών πετρωμάτων, οι οποίοι διαχωρίζονται μεταξύ τους ανάλογα με τη χημική τους σύσταση, μπορεί να είναι εμπλουτισμένοι σε U: υπεραλκαλικοί, μεταργιλικοί και υπεραργιλικοί πετρογραφικοί τύποι όξινων πυριγενών πετρωμάτων. Οι πετρογραφικοί τύποι των πλουτωνικών πετρωμάτων αυτών των τύπων, χαρακτηρίζονται από μια συγκεκριμένη μαγματική κατανομή του Th και του U και από συγκεκριμένες παραγενέσεις επουσιωδών ορυκτών (Kyser & Cuney 2008). Οι υπεραργιλικοί γρανίτες συχνά αναφέρονται και ως S-τύπου γρανίτες, σύμφωνα με την ταξινόμηση των White & Chappell (1977), για να δείξουν ότι αυτά τα πετρώματα προέρχονται από μερική τήξη ιζηματογενών πετρωμάτων. Για τον υπολογισμό του δείκτη υπεραργιλικότητας, χρησιμοποιείται ο δείκτης Al/(Na+K+Ca). Ο παραπάνω δείκτης δείχνει την περίσσεια Al, επομένως πετρώματα με A/CNK>1 θεωρούνται υπεραργιλικά και περιέχουν κάποιο ή κάποια από τα παρακάτω ορυκτά: βιοτίτης, μοσχοβίτης, γρανάτης, κορδιερίτης, τοπάζιο, 138

153 αργιλοπυριτικά ορυκτά. Πετρώματα με A/CNK<1 δείχνουν είτε υπεραλκαλικό είτε μεταργιλικό χαρακτήρα (συνήθως Ι-τύπου γρανίτες). Κάθε κατηγορία από τις παραπάνω έχει συγκεκριμένο τρόπο γένεσης και άρα διαφορετικούς μηχανισμούς κατανομής του U. Υπεραργιλικοί γρανίτες που προήλθαν από εκτεταμένη διαφοροποίηση υψηλού Κ ασβεσταλκαλικών μαγμάτων, χαρακτηρίζονται από ενδιάμεσο εμπλουτισμό σε Th, REE και Zr κατά τη διαφοροποίηση. Το U κατά τη διαφοροποίηση μαγμάτων τέτοιας σύστασης απεμπλουτίζεται στο τήγμα, με αποτέλεσμα το U να είναι αυξημένο στο πέτρωμα και συνεπώς ο λόγος Th/U μειώνεται (Σχήμα 6.8). Τα υπεραλκαλικά πετρώματα αντίθετα κατά τη διαφοροποίησή τους, διατηρούν σταθερό το λόγο Th/U κοντά στο 3,5 με 4. Το U αντικαθίσταται στο πλέγμα ορυκτών του Th, Zr, REE, Nb και Ta τα οποία κρυσταλλώνον&ta