Радіоактивні елементи земної кори

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»

За останніми даними вік найбільш давніх гірських порід земної кори досягає приблизно 3,8 млрд. років. Для визначення віку гірських порід у роках застосовують декілька геохронологічних методів, основаних на явищі радіоактивного розпаду. При цьому використовують головним чином радіоактивні ізотопи урану, торію, рубіцію калію, вуглецю і водню. Для деяких спеціальних робіт застосовують також багато інших ізотопів.

Зазначені ізотопи нестабільні, вони постійно розкладаються з характерними швидкостями розпаду, які виражають періодами напіврозпаду. Для того щоб визначити вік, необхідно знайти відношення новоутвореного елементу до маси материнського елементу. Радіоактивні ізотопи відіграють роль атомного годинника, який почав свій хід з моменту кристалізації мінералу.

Найточніший метод визначення абсолютного віку порід полягає в обчисленні відношення кількості радіоактивного урану до кількості свинцю, що міститься в розглядуваній породі. Справа в тому, що свинець є кінцевим продуктом довільного розпаду урану. Швидкість цього процесу відома точно, і змінити її не можна жодним способом. Чим менше урану лишилось і чим більше свинцю стало в породі, тим більший її вік.

З методів визначення відносного віку найбільшою популярністю користуються стратиграфічний, петрографічний і палеонтологічний методи. Стратиграфічний метод базується на вивченні положення гірських порід у земній корі. Шари, які в просторовому положенні залягають вище розглядуваних, вважаються за часом утворення більш молодими, ніж підстилаючі їх породи. Петрографічним методом розв’язується питання про вік шляхом зіставлення мінерального складу, виду і умов утворення порід, виходи яких просторово не збігаються. Найбільш широко і ефективно застосовують у геологічній практиці палеонтологічний метод, оснований на вивченні викопних решток вимерлих організмів. Достовірно встановлено, наприклад, що в різновікових пластах осадових порід зустрічаються специфічні комплекси залишків організмів, які характеризують розвиток тваринного і рослинного світу в ту чи іншу геологічну епоху. Порівняння цих залишків дає можливість судити про відносний вік гірських порід і скласти уявлення про еволюцію органічного світу Землі.

Історія розвитку земної кори нараховує близько 3,5—4 млрд. років. Цей час називають геологічним. Геохронологія земної кори — це поділ геологічного часу на більш дрібні одиниці часу. Геологічну історію Землі поділяють на ери, періоди та епохи (табл. 3). Геохронологічна шкала була прийнята для загального користування на другій сесії Міжнародного геологічного конгресу в 1981 р.

Геологічні дані свідчать, що уже в архейську еру існувала земна кора, яка була складена породами, подібними до сучасних кристалічних і осадових. Звідси випливає припущення, що основні геологічні процеси відбувалися так, як і в пізніші епохи, — з участю води й повітря. Очевидно, існували материки і океани, відбувалися зміни пір року, періоди потепління змінювалися похолоданням з утворенням льодовиків. З того часу намітилася загальна тенденція розвитку структури земної кори в бік розростання платформ за рахунок геосинкліналей.

Наприкінці архейської — на початку протерозойської ери проявилися найдавніші складко утворювальні рухи, які привели до виникнення перших платформ, або протоплатформ. У кінці протерозою на величезних просторах відбувалася інтенсивна складчастість, яку названо байкальською. Вона викликала підняття грандіозних складчастих структур гірських областей, названих байкалідами. Численними розломами з надр на поверхню Землі піднімалися лавові потоки магми, які істотно збільшували товщину земної кори.

Таблиця 3. Основні етапи розвитку земної кори

Продовження табл. 3

З докембрійським етапом пов’язане формування основних родовищ різних корисних копалин — руд чорних і кольорових металів, рідких і розсіяних елементів, золота, фосфоритів, алюмінієвої сировини, графіту, слюди, кварцу, лабрадориту, граніту, мармуру та ін. В цей час утворилися, зокрема, родовища залізних руд Кривого Рогу І Курської магнітної аномалії, багато інших нині добре відомих і розроблюваних родовищ на території давніх тектонічних структур.

У палеозойську еру відбувалися два великі тектонічні цикли: каледонський і герцинський. Каледонський тектонічний цикл (нижній кембрій — силур) почався загальним підняттям материків та гороутворенням. У середині циклу підняття змінилися опусканням, підсилився вулканізм. Останній етап цього циклу відзначався новими підняттями та складкоутворенням. Кожний етап циклу означав регресію або трансгресію моря, які супроводжувалися змінами клімату.

Герцинський цикл охоплював нижній девон, карбон і перм. У цілому він повторює етапи каледонського циклу: загальне підняття змінюється опусканням, наприкінці його знову відбувається підняття. Кожний етап цього тектонічного циклу викликав істотні зміни в розподілі суші і моря, впливав на будову земної кори.

Великі зміни в розвитку земної кори відбулися також в мезозойсько-кайнозойському (альпійському) тектонічному циклі. На цьому етапі розвитку Землі, який мав багато спільного з обома попередніми циклами, значного розвитку набув тваринний світ. Саме завдяки інтенсивній діяльності живих організмів, а також з їх залишків утворилися специфічні гірські породи і корисні копалини органогенного походження. Значні території суші в Південній півкулі покрилися льодовиками.

Найновіший етап почався в четвертинному періоді. На його початку розвинулося могутнє зледеніння на півночі і в помірних широтах Європи і Північної Америки. Площа максимального дніпровського зледеніння дорівнювала 47 млн км. Найзнаменитішою подією цього етапу стала поява розумної істоти — людини, тому й період називається ще антропогенним. На сучасному етапі внаслідок своєї господарської діяльності людство все більш активно впливає на розвиток природних процесів.