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» |
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.
^
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.
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