Radon spada v skupino žlahtnih plinov, ki so v atomarnem stanju, torej nereaktivni elementi. Med temi plini je radon najtežji in edini radioaktiven element.
Radon je odkril Dorn leta 1898, opazil ga je v radijevem bromidu (RaBr₂) in mu dal ime radijeva emanacija. Leta 1908 sta ga Ramsay in Gray uspela izolirati in mu določila gostoto. Ta novi element sta poimenovala niton (Nt) (lat. nitens – bleščeč). To ime sta mu dala zato, ker kaže močno oranžno rdečo fosforenco, če ga ohladimo s tekočim zrakom. Po letu 1923 je radon poimenovan po radiju, ker nastaj iz pri njegovem razpadu.
Radon razpada z oddajanjem delcev alfa. Aktivnost radioaktivnega elementa – izvora je definirana kot hitrost razpada, to je s številom razpadov v časovni enoti. En razpad na sekundo je definiran kot 1 Bq (becquerel). Stara enota je bila 1 Ci (curie) in je pomenila aktivnost enega grama radija (²²⁶Ra), kar ustreza 3,7·10¹⁰ Bq. Ena od značilnih količin za radioaktivni razpad je razpolovni čas (t_1/2), to je čas, v katerem pade aktivnost elementa na eno polovico.

Radonovi izotopi

Poznamo več umetnih izotopov radona, naravni so trije: ²²²Rn (radon, Rn), ²²⁰Rn (toron, Tn) in ²¹⁹Rn (aktinon, An). Ime so dobili po elementih, iz katerih nastajajo. Radon najdemo v naravi vsepovsod, saj nastopa kot vmesni člen pri radioaktivnem razpadu urana ²³⁵U in ²³⁸U ter torija ²³²Th (Slika 1). Pri vsakem omenjenem razpadu nastane radon direktno z razpadom alfa iz radija. Tako je nastanek radona odvisen od vsebnosti radija v zemlji[1]. Razširjenost radonovih izotopov narašča z daljšanjem razpolovnega časa. ²¹⁹Rn ima najkrajšo razpolovno dobo (3,9 s), tudi množine tega izotopa so manjše, saj je naravno razmerje ²³⁵U/²³⁸U na Zemlji 0,00719 in zato tega izotopa največkrat ne merimo. Tudi ²²⁰Rn ima krajšo razpolovno dobo (55,6 s) glede na ²²²Rn (3,83 dni). Povprečna razdalja, ki jo tako lahko naredi ta izotop v zraku, je 100 krat manjša v primerjavi z razdaljo ²²²Rn [2]. Le na območjih, kjer je razmerje Th/U veliko, pride do večjega sproščanja ²²⁰Rn. Pri spremljanju radona v procesih, ki so vezani na daljše razdalje od izvora radona, je najpomembnejši izotop ²²²Rn.

Vsi trije izotopi radona so radioaktivni in razpadajo v svoje kratkožive radioaktivne produkte z oddajanjem delcev alfa. Ti delci so pomembni pri meritvah radona. ²²²Rn razpada v svoje štiri kratkožive produkte, in sicer dva sevalca alfa, ²¹⁸Po, ²¹⁴Po in dva sevalca beta-gama, to sta ²¹⁴Pb, ²¹⁴Bi:

Slika 1. Radioaktivni razpadni nizi ²³⁵U, ²³⁸U in ²³²Th.

Meritve radona

Meritve radona so sicer najbolj pogoste v bivalnem in delovnem okolju zaradi škodljivega vpliva radona na zdravje, uporabljamo pa jih tudi pri geoloških, hidroloških in tektonskih raziskavah [3], pri odkrivanju nafte in rud [4], za napovedovanje potresov in izbruhov vulkanov[5]^,[6] ter pri raziskavah geotermične energije [7]. Radon lahko merimo sam ali pa preko njegovih razpadnih produktov. V prvem primeru detektiramo delce alfa, v drugem primeru pa bodisi delce alfa ali sevanje gama. Detekcija delcev beta se redko uporablja. Nekaj najbolj pogosto rabljenih detektorjev:

Alfa scintilacijske celice

Ionizacijska celica

Detektorji jedrskih sledi

Elektreti

Spektrometrija alfa

Emanacija radona

Radona je največ v porah kamnin, v plinu, ki izhaja iz zemlje, ga je manj, še manj ga je v zraku hiš, v zraku nad tlemi in nad oceani (Tabela 1). Ta trend zmanjševanja koncentracije radona nam daje sliko o nastajanju in širjenju radona. Radon nastaja pri radioaktivnem razpadu radija v kamninah, majhen del se nato širi skozi pore proti površju v atmosfero, kjer večina radona razpade, preden se z vetrovi razširi nad oceane. Radon torej nastaja iz radija v trdnih delcih zemlje oziroma kamnin, in sicer od 20 do 50 Bq kg^-1 [8]. Preden lahko radon potuje proti površju, mora zapustiti kamnino. Delež nastalega radona, ki pride v prostor med delce kamnine, v pore in razpoke, imenujemo emanacijski koeficient, ki je od 0,01 do 0,80 [9].

Tabela 1. Značilne koncentracije ²²²Rn v zraku v različnih medijih.

okolje/medij	koncentracija Bqm-3
nad oceani	0,06
nad kopnim	6
v zgradbah	30
v tleh	30.000
znotraj kamnin	800.000

Pri razpadu radija prevzame večino nastale energije delec alfa, preostali del energije, ki je še vedno 10⁴ do 10⁵ krat večji od energije običajnih kemijskih vezi, prevzame atom radona v obliki odrivne energije. Zato lahko zapusti kamnino in preide v prostor med delce kamnine, v razpoke in pore. Na sliki 2 so prikazani možni prehodi radona iz kamnine. Znotraj kamnine povprečne gostote, kjer poteka razpad radija, zadošča energija radona za 20 do 70 nm odrivne poti [10].

Radon, ki je zaradi odrivne energije usmerjen proti površini kamnine, lahko kamnino zapusti. Od preostanka odrivne energije in vrste medija, ki je v porah med kamninami, je odvisna dolžina poti, ki jo naredi radon v porah in razpokah. Odrivna pot v zraku je 63 μm za ²²²Rn, 83 μm za ²²⁰Rn in 92 μm za ²¹⁹Rn [11]. Velikost delcev kamnine je dosti večja od odrivne poti radona v trdni snovi, tako lahko le majhen delež atomov preide v pore. Velikost por pa je običajno majhna v primerjavi z odrivno potjo radona v zraku in večina atomov konča v naslednjem trdnem delcu. V suhih in kompaktnih kamninah lahko neposredno preide manj kot 1% radona iz kamnine v pore med kamninami. Če pore vsebujejo vodo, kjer je odrivna pot radona le okrog 0,1 μm, je verjetnost, da se bo atom radona ustavil v porah, večja. V primeru, da je med delci kamnine le zrak, ta ne zadrži atoma radona, pač pa radonov atom potuje skozi pore in prodre v drug trden delec kamnine. Od tod lahko z difuzijo pride v pore [12]. Radon, ki pride iz kamnine v pore, bodisi v vodo ali plin, ki obdaja kamnino, lahko začne potovati proti površju. Difuzijski koeficient radona v porozni prsti, ki je od 0,05 cm²s^-1 za suho prst in do 2·10^-5 cm²s^-1 za z vodo nasičeno prst, in njegova povprečna življenjska doba 5,508 dni ne omogočata migracije radona na daljše razdalje.

Slika 2. Prehod radona v pore. R je odrivna pot radona v kamnini. Delec A kamnine ne zapusti, delec B preide v drugo kamnino, delec C preide v poro z vodo, v kateri je odrivna pot daljša. Delec D potuje skozi poro z zrakom, kjer je odrivna pot še daljša, v sosedno kamnino. Prirejeno po Tannerju.

Transport radona

Ko radon zapusti kristalno mrežo kamnine in se znajde v porah, v vodi ali v plinu, ki obdaja kamnino, potuje naprej proti površini Zemlje z difuzijo, konvekcijo ali s pomočjo toka fluidov. Na hitrost transporta radona vpliva zgradba tal s svojo poroznostjo, prepustnostjo in prelomi, sestava in hitrost fluida, pa tudi hidrometeorološki pogoji na površini, kot so temperatura, veter, zračni tlak, vlažnost tal.

Znotraj Zemljine skorje pri prepustnosti kamnin med 10^-7 in 10^-8 ms^-1 v globini nekaj sto metrov in s temperaturnim gradientom 300 °C km^-1 pride do konvekcijskega gibanja. Z večanjem prepustnosti zaradi razpok ali večjega temperaturnega gradienta se veča konvekcija tudi v manj prepustnih kamninah. Podoben učinek ima zmanjševanje viskoznosti fluida, na primer zaradi večje vsebnosti plinov. Tako opazimo sezonska nihanja koncentracij radona, predvsem razlike med zimskim in poletnim časom. Segrevanje zemlje v poletnem času povzroča temperaturno inverzijo v plasti tik pod površjem, ki preprečuje nadaljnjo konvekcijo in neposreden tok na površino [13].

Transport ²²²Rn na večje razdalje zahteva prisotnost relativno mobilnih fluidov, bodisi vodo z manj ali več raztopljenimi plini ali pline same. Med najpomembnejšimi plini so CO₂, CH₄, N₂, NH₃, H₂S in H₂. Ne glede na izvor, ti plini, ki služijo za hiter transport radona, v določeni geološki situaciji lahko dosežejo površino Zemlje.

Termalna voda prihaja na površje na področjih večjih prepustnosti. Višja temperatura termalne vode pomeni, da le-ta prihaja v stik s kamenino v adiabatnih pogojih, najverjetneje globoko v notranjosti Zemljine skorje. Taka voda prinaša informacije o fizikalno-kemijskih spremembah v globini. Meteorološke spremembe običajno nimajo večjega vpliva na takšne vode, zato termalna voda običajno zagotavlja boljše pogoje za meritve kot talni zrak [14]. Na prisotnost plinov v termalnih vodah vplivajo nekatere lokalne hidrološke spremembe [15].

Radon in potresi

Potresi na Haitiju, Čilu, Turčiji, Japonski,…. nam kažejo moč naravnih sil, ki delujejo že od začetka nastanka našega planeta. Potresi povzročajo ogromno materialne škode in številne človeške žrtve, še posebej, če udarijo brez opozorila in na naseljenih področjih. Že stoletja so ljudje, ki živijo na potresno aktivnih področjih, poročali o čudnih dogodkov tik pred potresom, nenavadni vremenski pojavi, nenavadno vedenje živali, dvig vode v vodnjakih in podobno. Dejansko potres ne nastane iz nič, pred potresom v zemeljski skorji nastajajo vidne in merljive spremembe tako kemijske kot fizikalne.

Komisija za napovedovanja potresov pri International Association of Seismology and Physics of the Earth’s Interior (IASPEI) je predlagala naslednjih pet sprememb za obetavna za napovedovanje potresov:

• tresenje tal,
• predpotresni sunki,
• mirovanje pred popotresnimi sunki,
• naraščanje koncentracije radona in
• naraščanje gladine podtalnice

V zadnjih letih število sprememb, ki jih lahko merimo in kažejo določeno povezavo s potresi, še narašča. Žal pa so potresi razmeroma redki, po naravi nastanka različni, predvsem pa nastajajo na geološko različnih tleh. Torej manjka zadostno število meritev, za popolno preučitev pojavov, zato pa še nekaj čas ne bomo z gotovostjo napovedovali potrese.

Literatura:

---

^{[1] Etiope G., Martinelli G., 2002. Migration of carrier and trace gases in the geosphere: an overview. Phys. Earth Planet. Inter. 129, 185-204.
[2] Fleischer R.L., 1997. Radon: Overwiew of Properties, Origin and Transport. In: Durrani S.A. and Ilić R. (Eds.), Radon measurements by etched track detectors. World Scientific, Singapore, 3-20.
[3] King C.Y., 1979. On radon emanation as a possible indicator of crustal deformations. Tectonophys. 52, 120-126.
[4] Khan H.A., Qureshi A.A., Qureshi I.E., 1997. Radon and mineral exploration. In: Durrani S.A. and Ilić R. (Eds.), Radon Measurements by Etched Track Detectors, World Scientific, Singapore, 319-343.
[5] Dongarra G., Martinelli G., 1993. Migration processes of radon towards the earth surface: implications for the prediction of seismic and volcanic events. In: Sci. Meeting on the Seismic Protection, Venice.
[6] Gasparini P., Mantovani M.S.M., 1978. Radon anomalies and volcanic eruptions. J. Volc. Geotherm. Res. 3, 325-341.
[7] Balcázar M., 1997. Radon and geothermal energy production. In: Durrani S.A. and Ilić R. (Eds.), Radon Measurements by Etched Track Detectors, World Scientific, Singapore, 345-362.
[8] United Nations Scientific Committee on the Effects of Atomic Radiation (UNSCEAR), 1998. Sources, Effects and Risks of Ionizing Radiation; UNSCEAR Publication, E.88.IX.7, United Nations, New York.
[9] National Council for Radiation protection and Measurements (NCRP), 1984. Evaluation of Occupational and Environmental Exposures to Radon and Radon Daughters in the United States, NCRP Report No. 78.
[10] Åkerblom G., Mellander H., 1997. Geology and Radon. In: Durrani S.A. and Ilić R. (Eds.), Radon Measurements by Etched Track Detectors, World Scientific, Singapore, 21-49.
[11] Flügge S., Zimens K.E., 1939. The determination of grain size and diffusion constant by the emanating power, the theory of the emanation method. Z. Phys. Chem. 42, 179-220.
[12] Tanner A.B., 1980. Radon Migration in the Ground: A Supplementary Review. In: Gesell T.F. and Lowder W.M. (Eds.), The Natural Radiation Environment III. National Technical Information service, Springfield, 5-56.
[13] Mogro-Campero A., Fleischer R.L., 1977. Subterrestrial fluid convection: a hypothesis for long distance migration of radon within the earth. Earth Planet Sci. Lett. 34, 321-325.
[14] Martinelli G., Albarello D., 1997. Main constraints for siting monitoring networks devoted to the study of earthquake related hydrogeochemical phenomena in Italy. Ann. Geofis. 6, 1505-1525.
[15] Toutain J.P., Baubron J.C., 1999. Gas geochemistry and seismotectonics: a review. Tectonophys. 304, 1-27.}