Радіоактивні елементи земної кори

Реферати статті публікації

Із всіх радіоактивних елементів у земній корі найбільше міститься 40К (= 2,5 %), тоді як вміст II і ТЬ в десятки і сотні, аЯав мільйони разів менший порівняно з вмістом радіоактивного Калію. Значна частина и і ТЬ земної кори знаходиться в розсіяному стані: в гірських породах, водах, рослинах, живих організмах. Радіоактивні ізотопи земної кори створюють низьку радіоак­ тивність за рахунок або дуже великого періоду напіврозпаду, або малої енергії випромінювання. У загальній радіоактивності Землі головну роль відіграють 40К, 8ЯЬ, 22 28 з продуктами розпаду, 7 3ТЬ, 3и гзву } бЄ продуктів розпаду вносять порівняно незначний вне­ з сок у загальну активність порід Землі. 8 ІІЬ характеризується по­ 7 рівняно малою енергією у-квантів. У зв’язку з цим на поверхні Землі понад 98 % всієї у-активності зумовлено лише 4К та продуктами 0 розпаду и і ТЬ. Вміст основних радіоактивних ізотопів у різних типах порід на­ ведено у таблиці 10.1.

Таблиця 10.1. Вміст радіоактивних ізотопів (у вагових

в гірських породах (за О. П. Виноградовим, 1959) Ізотопи Ультраосновні породи (дуніт, перидотит) «к 3,6-10* 0,6-104 *»ІЬ 55 3и….~ 510Г7 3-Ю» Н<Ґ* 1,3-10* 3-10^ 5-Ю3 2,1Л0? 2,8-10і 7-Ю -4 1,8-10″* 4-КҐ* 5,6-10’3 ІДКҐ’ 3,2-104 3-Ю 4 4,2-103 1,3-1Г 03 2,5-Ю 4 Основні породи (габрота ін.) Середні породи (діорит, андезит) Кислі породи (граніти і гранодіорити) Осадові породи (глини, сланці)

Радіоактивність земної кори визначається магматичними гірсь­ кими породами, які переважають у ній. Залежно від вмісту в них ЗЮ2 в о н и поділяються на кислі, середні, основні й ультраосновні (див. гл. 12). Кислі гірські породи (граніт) більш радіоактивні, ніж основні (базальт, габро). У залежності від місцезнаходження та інших умов радіоактивність окремих порід може значно відрізнятись. Загалом радіоактивні ізотопи накопичуються у ряду вивержених порід від ультраосновних до кислих. Радіоактивність осадових порід нижча, ніж кислих магматич­ них. Серед осадових порід, найбільшим вмістом и, ТИ, К, ЯЬ відзна­ чаються глини. Проте концентрація радіоактивних елементів у оса­ довому шарі, особливо в прибережних зонах морів і океанів, іноді перевищує середнє значення в десятки й сотні разів. Наприклад, разом із слабо радіоактивними глинами зустрічаються такі, радіо­ активність яких близька до радіоактивності гранітів. Радіоактивність метаморфічних гірських порід вивчена недостат­ ньо. Є повідомлення про те, що вміст І1а і II в них займає проміжне між осадовими і магматичними породами значення. У більшості гірських порід спостерігається радіоактивна рівно­ вага між родоначальниками радіоактивних рядів и і ТЬ і продук­ тами їх розпаду. Проте є великі зони, в основному на межі літосфе­ ри і гідросфери, де рівновага між Іі, ТЬ і продуктами їхнього роз­ паду порушена. Найбільш характерне це для дна океану. У верхній частині океанічного мулу суцільно спостерігається різка перевага 20 над рівноважною з и концентрацією. їх відношення досягає 3ТЬ 10 в одиницях активності.

У континентальних біогенних осадах (торф, намул та ін.) також відсутня радіоактивна рівновага між членами уранового ряду; час­ то вони значно збагачені Ііа. Якщо на території, де близько до поверхні залягають збагачені важкими радіоактивними речовинами породи, рівень опромінен­ ня істотно перевищує середнє значення потужності дози, властивої радіоактивним провінціям, то є підстава очікувати на певні радіо­ біологічні ефекти. Такі території називають природними радіо­ екологічними аномаліями. Такі аномалії є у багатьох місцях земної кулі. У Бразилії, в місце­ вості, де на поверхню виходять монацитові піски (провінція Гуарапуава), вулканічні інтрузивні породи (Аракса-Тапіра) реєструються дуже високі рівні природного радіоактивного фону. Високі потуж­ ності поглинутої дози — до 5,5 мкГр/год характерні для радіоеколо­ гічної аномалії в Ірані (провінція Рамсар). Велика радіоекологічна аномалія площею 212 км2 є в Індії (штат Керала). Тут потужність еквівалентної дози в середньому становить 0,7 сЗв/рік, а в окремих частинах цієї провінції досягає 1,5 сЗв/рік (Гродзинський, 2001). Концентрація радіоактивних елементів у ґрунтах визначається радіоактивністю материнських порід і сукупністю наступних про­ цесів ґрунтоутворення. Первинні радіоактивні елементи, які є в ґрунтоутворюючих породах і ґрунтах, можна поділити на дві підгрупи. До першої підгрупи належать елементи, всі ізотопи яких є радіоак­ тивними. Вони утворюють три радіоактивних ряди. 1. Ряд урану, родоначальником якого є 28 (ТІ/2 = 4,5-109років), 3и включає 17 радіоактивних ізотопів. З проміжних продуктів розпа­ ду варто відзначити 26 2Ка, який є хімічним аналогом елементівбіофілів Са і а також 22 2Яп. Кінцевим продуктом розпаду дано­ го ряду є стабільний ізотоп 26 0РЬ. 2. Ряд актиноурану, родоначальником якого є И5и (Т1/2 = 7,1 10’° років), включає 14 радіоактивних ізотопів, кінцевим продуктом є «‘РЬ. 3. Ряд торію, родоначальником якого є 22 (Т1/2 = 1,4- 10|0років), 3ТЬ включає 12 радіоактивних ізотопів, кінцевим продуктом розпаду є 28 0РЬ. Більша частина проміжних продуктів розпаду — короткоживучі ізо­ топи, які в основному випромінюють а-частки, деякі — Р- і у-частки. До другої підгрупи належать елементи, що містять окремі радіо­ активні ізотопи і здатні до радіоактивного розпаду (4 К, 8ЯЬ, 4Са, 0 7 8 % та ін.). гг Природна радіоактивність ґрунтів загалом невелика, однак тут бувають певні аномальні відхилення. Середній вміст радіоактив­

них елементів у грунтах Європи і Північної Америки характери­ зується наступними значеннями: и — 1,6-104%, Тії — 6-Ю4%, що є нижче від середньої радіоактивності осадових гірських порід. Мак­ симальна концентрація и,ТЬ, К властива ґрунтам, які утворені на кислих магматичних породах і глинах. Радіоактивність чорнозем­ них і каштанових ґрунтів вища, ніж сірих лісових і підзолистих (таб­ лиця 10.2). Таблиця 10.2. Вміст Торію і Калію в деяких типах ґрунтів, %

Типи ґрунтів Дернові слабо- і середньо підзолисті Світло-сірі і сірі лісові Чорноземи середньогумусні Тємно-каштанові Япі’Ю4 3,3 4,8

6,0

значених елементів. Кореневі системи рослин однаково засвоюють як Са, так і Бг, як К, так і С$. Таким чином радіоактивні елементи включаються в біологічний кругообіг і з рослинною та тваринною їжею потрапляють в організм людини. Щоб зменшити надходження у рослини Бг і С$ підвищують у ґрунтах вміст Са і К шляхом вапнування кислих ґрунтів та внесен­ ня високих доз калійних добрив.

Ви переглядаєте статтю (реферат): «Радіоактивність земної кори і ґрунтів» з дисципліни «Геофізична екологія»

Читайте также:  Кори монтейт о своей наркозависимости

Источник

Лекції з геохімії

Lection1 Предмет і завдання геохіміі.doc (1 стор.)

Lection2 Будова атома, квантова теорія.doc (1 стор.)

Lection3 Електронна структура атомів і періодична система елементов.doc (1 стор.)

Lection4 Атомні ядра і їх свойства.doc (1 стор.)

Lection5 Хімічний склад земної кори.doc (1 стор.)

Lection6 Ізоморфізм, геохімія мінералов.doc (1 стор.)

Lection7 космохімія і геохімія.doc (1 стор.)

Lection8 Хімічний склад глибинних оболонок Землі. Хімічний склад небесних тел.doc (1 стор.)

Оригінал

  • Лекції з геохімії елементів
  • Лекції з геохімії
  • Контрольна робота з геохімії
  • Реферат — Геохімія техногенезу по А.Є. Ферсману

Лекція 5-2009 Геохімія

Хімічний склад земної кори

1.РАДІОАКТІВНОСТЬ ЗЕМЛІ І ТЕПЛОВОЇ БАЛАНС

Радіоактивні ядра атомів нашої планети можуть бути поділені на первинні та вторинні. До первинних належать ті, які були отримані Землею в період її утворення в спадок від більш давніх космічних систем, в яких відбувався ядерний синтез. До вторинних радіоізотопах відносяться ізотопи, що виникають в сучасних умовах в результаті взаємодії космічних променів з атомами переважно атмосферних газів Землі-

Якщо ми порівняємо кількість найбільш поширеного 10Ве — 430 т із загальною масою Землі — 5,974.1021 т, то стане цілком очевидно, наскільки мізерну масу речовини Землі складають вторинні радіоізотопи. Розподіл найбільш поширених на Землі первинних природних радіоактивних ізотопів U, Th і К в гірських породах нерівномірно. Найбільшим вмістом U, Th, К відрізняються кислі породи — гранітоїди. Найменша їх концентрація виявлена ​​в глибинних ультраосновних породах. Загалом, дані визначень показують, що радіоелементи зосереджені переважно в алюмосилікатної корі, значно нижче їх концентрація в мантії і абсолютно незначна концентрація в ядрі. Якби у всьому обсязі Землі концентрація радіоелементів була б такою, як в корі, то Земля мала б високу температуру і велика частина її знаходилася б в розплавленому стані. тепловий стан нашої планети вказує, що радіоактивність зосереджена переважно в периферичних частинах її і у напрямку до центру швидко убуває.

Витрата тепла здійснюється тепловим потоком, що йде з глибин планети до її поверхні, а також такими активними процесами, як вулканізм, гідротермальних діяльність, тектонічні рухи. На думку геофізиків, Земля втрачає своє тепло переважно шляхом провідності. Тепловий потік dQ розраховують за формулою

dQ = K .dt / ds.

Середнє значення k для гірських порід одно 0,025 Дж / ​​см. с, dt / ds;-геотермічний градієнт в межах 10 — 40 0 С / км. Грунтуючись на сотнях вимірювань теплових потоків в різних точках земної кулі, включаючи дно океанів, підрахували, що Земля щороку втрачає 7,95.10 20 Дж. Якщо ми звернемося до даних табл. 37.то побачимо, що радіоактивна генерація тепла 9,6 — 44,5.10 20 Дж на рік має той же порядок і в загальному дещо перевищує втрату навіть для моделей з мінімальною концентрацією радіоактивних речовин (наприклад, модель Г. Юри). Отже, радіоактивність відіграє провідну роль у сучасному тепловому балансі нашої планети. Слід, однак, додати, що в далекому минулому радіоактивність Землі була більш високою, ніж зараз. Це, природно, випливає з самого експоненціального закону радіоактивного распадатех елементів, які знаходяться ссейчас в земних надрах, плюс ті які вже розпалися в початкові стадії розвитку Земля получа ла в 4-5 разів більше радіогенного тепла, ніж в сучасну епоху від розпаду 235і, основними джерелами радіогенного тепла Землі були ізотопи 4ОК і 235і, в сучасну епоху головна роль належить 232Th і 238 U. Ми має дані (частково розглянуті вище) про присутність в той далекий час у тілах сонячної системи деяких відносно нетривких радіоактивних ізотопів з періодами напіврозпаду 10 6 — 10 8 років, що виникли в епоху ядерного синтезу важких елементів. У стародавніх метеоритах, як уже зазначалося, виявлені сліди розпаду 244 Рu і 1291 за ізотопним складом ксенону і по треках осколкового ділення 244 Рu.

Читайте также:  Грипп парагрипп корь являются инфекциями

^

2 Хімічний склад земної кори

Хімічні елементи в земній корі знаходяться в різних формах: частиною у вигляді вільних атомів або іонів, Але в основній масі вони пов’язані між собою, утворюючи ті чи інші фізичні тіла. Так як властивості елементів періодично повторюються, то існують цілі групи елементів які в цих тілах зустрічаються разом. Виникають родинні сімейства елементів — парагенезіси або асоціації, які в структурних зв’язках можуть грати одну і ту ж роль. Але виникають сімейства елементів і з протилежними властивостями, які завдяки цьому і утворюють ті чи інші структури .. Сідерофільние елементи, споріднені залозу, утворюють між собою тверді розчини в рудах і суміші в сплавах, зустрічаються разом в метеоритах, літофільние, зв’язуючись з киснем, якого багато в земній корі, утворюють камінь — гірські породи, халькофільних менше і вони утворюють скупчення сульфідів — кольорові руди, атмофільние — газову атмосферу, біофільние формують тканини живих організмів, галогени — утворюють соляні родовища і т. д. Однак, завдяки здатності до різних типів хімічної і фізичної зв’язку, деякі елементи можуть належати і різним родинам. Слід зазначити, що серед елементів ми зустрічаємо не тільки типових представників геохімічних груп по В. Гольдшмідт із ясно і однозначно вираженими геохімічними властивостями, але також і такі елементи, які поєднують у собі властивості сідерофільних і халькофільних, халькофільних і літофільних, тобто знаходяться в проміжному положенні, що відбиває відсутність різких кордонів в природі. Наприклад, залізо володіє літофільнимі, халькофільних і сідерофільние властивостями. У середовищі, багатою киснем і кремнієм, залізо поводиться як літофільних елементів, утворюючи оксиди і гідроксиди, силікатні мінерали. У середовищі, де замість кисню присутній сірка, дає пірит, пірротін. Олово в природі зустрічається головним чином у формі оксиду — каситериту, але по ряду інших властивостей воно відноситься до халькофільних елементів і утворює сульфіди,

Спостережувана частина земної кори в межах континентів за своїм складом наближається до граніту, тому ми можемо говорити про гранumo-осадочно-метаморфuческом шарі земної кори як найбільш вивченому. біля основи розділу Мохоровичича склад земної кори змінюється і гранітний матеріал за сейсмічними даними замінюється більш щільним матеріалом.

Земна кора складається з двох основних шарів: гранітного (гранітно-метаморфічного) і підстильного його базальтового шару. На дні океанів, за винятком крайових частин, прилеглих до материкам, гранітний шар повністю відсутній, і земна кора складається тільки з одного базальтового шару. рис. 31

Останні геофізичні дані показують, що істотні відмінності материкових і океанічних областей простягаються не тільки до сейсмічної границі Мохоровичича (максимум 80 км) але і сягають глибин порядку кількох сотень кілометрів.

Очевидно, що щільність гірських порід дна океанічних басейнів в середньому перевершує щільність континентальних порід .. Вимірювання гравітаційного поля на великих висотах за допомогою штучних супутників Землі показали, що в загальному сила тяжіння над материками така ж, як над океанами. Звідси випливає, що маса, яка припадає на одиницю площі під поверхнею океану, така ж, як і під поверхнею суші, незважаючи на велику різницю в щільності в межах земної кори. Тому тільки відмінність густин глибоко зануреного матеріалу може компенсувати спостережуване відмінність в щільності поблизу поверхні.

Геотермічні вимірювання показали, що в середньому поверхневі потоки тепла в континентальних областях дорівнюють тепловим потокам через океанічне дно. Однак потужна континентальна кора містить більше радіоактивних елементів, ніж тонка базальтова океанічна кора. Таким чином, дані гравіметрії, теплових потоків і сейсмології вказують цілком виразно, що континентальні структури простягаються до глибин порядку 500 — 800 км.

Рівність теплових потоків суші і океанічного дна призводить до дуже важливим геофізичним і геохімічним наслідків: континентальна кора сформувалася внаслідок диференціації матеріалу мантії у вертикальному напрямку, великий горизонтальний перенос речовини грав невелику роль. У той же час локалізація материкових мас в одній з півкуль планети свідчить про те, що сам процес диференціації мантії мав односторонню спрямованість у просторі. Слід вважати, що асиметричний лик Землі в загальному визначився глибинними процесами, які мали місце на самих ранніх етапах історії планети.

Про поширеність елементів дають уявлення статистичні середні дані — кларки, названі так на честь американського геолога Кларка, який першим почав займатися цим питанням. Можна вважати кларки в масових, об’ємних, атомних відсотках від загального вмісту елементів в тих чи інших природних утвореннях. Атомні кларки, вперше підраховані для земної кори А. Е. Ферсманом, висловлюють процентні кількості числа атомів елементів. Об’ємні кларки показують, який обсяг у відсотках займає даний елемент. Вони вперше були підраховані В. М. Гольдшмідт. В основу підрахунків були покладені розміри іонних радіусів найважливіших породоутворюючих елементів. В результаті багаторічної роботи різних дослідників у даний час зібрано величезний аналітичний матеріал, що характеризує склад земної кори.

Читайте также:  Карта будови земної кори

Головні закономірності середньої поширеності елементів у земній корі зводяться до наступного:

. 1. Поширеність хімічних елементів у земній корі характеризується великими контрастами, причому якщо порівняти кларки найбільш і найменш поширених елементів, не рахуючи елементів радіоактивних, то побачимо, що коливання в поширенні досягають 10 10.

2. Переважають в земній корі небагато елементи. Усього вісім елементів є головними будівельниками літосфери: О, Si, Аl, Fe, Са, Na, К, Mg.

3. Ведучий хімічний елемент земної кори — кисень, що становить мало не половину її маси. Масовий кларк кисню оцінюється в межах 46,4 — 49%. Його атомний кларк по А. Ферсману — 53,3%, а об’ємний кларк по В. Гольдшмідт — 92%. Ці цифри є відображенням великих розмірів іона кисню 0 2.

4. Порівняння поширеності елементів у земній корі з їх положенням у періодичній системі показує, що із збільшенням порядкового номера Z поширеність елемента нерівномірно убуває. Переважне значення в земній корі мають елементи легені з низькими атомними вагами і невеликими порядковими номерами. Ця особливість складу кори була відзначена ще Д. І. Менделєєвим, який вказав на велику відносну поширеність елементів початкових періодів своєї таблиці. Найбільш поширені елементи в загальному обмежуються Z = 28, більш важкі елементи становлять мізерну частину земної кори.

5. Серед елементів земної кори можна виділити ті, які виявляють особливі контрасти поширення. Слідуючи А. Е. Ферсману, їх можна розділити на надлишкові — дають піки вгору на полулогарифмической кривої Кларків, і елементи недостатні, що дають піки вниз. До надлишковим можна віднести О, Si, Аl, К, Са, Fe, Sr, Zr, Sn, Ва, РЬ, до недостатнім — інертні гази Не, Ne, Аг, Кг, Хе, потім і, Ве, В, Sc, Ge, Se, Ra, Rh, Pd, Ті, Re, 05, Ir, Pt, Аі.

6. У поширенні елементів земної кори чітко виступає значення парності як за величиною порядкового номера Z, таки за значенням масового числа А провідного ізотопу. Як відомо, ця залежність була сформульована як правило Гаркінса — Оддо: парний елемент в періодичній системі більш поширений, ніж сусідній непарний. Проте ця залежність серед елементів земної кори виражена менш різко, ніж у метеоритному матеріалі.

7. Серед надлишкових елементів земної кори особливо переважають ті, домінуючий ізотоп яких побудований за типом 4n, наприклад: 16 0, 24 Mg, 28 Si, 4О Са, 56 Fe, 88 Sr 90 2r, 12 0Sn, 138 Ва, 208 Pb. Більшість з цих ізотопів є магічними. Поза значення магічних чисел залишаються тільки 24Mg, 28Si, 56Fe.

ПО оцінкою А. Ферсмана, ізотопи типу ^ 4п складають 86,30% маси земн.ой кори, 12,7% ваги кори становлять ізотопи типу 4п ‘+ 3 і лише 1% припадає на ізотопи 4п + 1 і 4п + 2.

Неважко помітити, що в багатьох випадках закономірності поширення елементів у земній корі в загальному повторюють закономірності, встановлені для космічного речовини нашої Галактики. Однак є й деякі чітко виражені відмінності. Так, у порівнянні з кам’яними метеоритами, найбільш близькими за складом до Землі тілами (зокрема, евкріти), в земній корі відносно більше О, Si, Аl, Na, К і менше S, Fe, Ni, Сr, Mg. У земній корі правило Гаркінса проявляється менш чітко. У порівнянні зі складом Сонця і великих зовнішніх планет в земній корі, як і на Землі в цілому, спостерігається різкий дефіцит легких газів Н, Не N, Ne. — I

Зазначені відмінності в складі земної кори і найближчих космічних тіл сонячної системи пов’язані з різною їх історією. У період свого утворення наша планета або втратила легкі гази, або сформувалася з речовини, позбавленого їх значних кількостей.

Земна кора — найбільш легка оболонка твердого тіла планети, продукт диференціації її мантії з провідним значенням кисню як головного аніона, сприяючого концентрації найбільш типових оксифільних (літофільних) елементів. Останнє, головним чином і визначило підвищену концентрацію в земній корі таких непарних елементів, як Na, К, Аl, в порівнянні з мантіейі метеоритним речовиною.

Загалом, кілька перефразовуючи формулювання А. Ферсмана, можна зробити висновок, що в земній корі переважають легкі елементи парних порядкових номерів, майже всі без винятку, складові перші чотири періоду системи Д. Менделєєва, нерадіоактивні і представлені ізотопами, побудованими переважно за типом 4п і рідше за типом 4п + 3

Источник