Радиоактивные элементы в морской воде и глубоководных осадках

Радиоактивные элементы в морской воде и глубоководных осадках.

Таблица 7. Содержание радия в континентальных породах и морских донных осадках, 10−12 г Ra/л

Континентальные породы Глубоководные осадки.

Граниты.

Базальты.

Осадочные породы 0,2−0,5.

0,1−1,0.

0,05−0,5 Красная глина.

Глобигериновый ил.

Голубая грязь 3−22.

3−7.

1−3.

Как видно из данных таблицы 7 наибольшее содержание радия среди континентальных пород наблюдается в гранитах; однако глубоководные осадки содержат радия гораздо больше. Что касается механизма концентрации радия в глубоководных осадках, то, согласно имеющемуся объяснению, ионий, являющийся изотопом тория и родителем радия, осаждается в них вместе с гидроокисью железа. Частично концентрация радия может быть связана с аккумуляцией в осадках самого радия; вместе с тем считается, что осаждение урана из морской воды значительно меньше.

Имеется ряд аналитических данных о содержании радия в морской воде. Эванс и другие [1938] провели определение среднего содержания радия в сложной пробе морской воды и установили, что оно равно 0,08×10−12 г/л, а среднее содержание урана в морской воде составляет 1,5×10−6 гл.

В отношении аккумуляции радия в глубоководных осадках Хамагуши [1939] высказал предположение, что радий осаждается вместе с коллоидальными частицами гидроокиси и окиси железа и марганца. Его предположение подтверждается концентрацией марганца и железа в глубоководных осадках.

Длительность периода со времени начала генерации ионием радия до времени образования максимального количества радия по расчетам составляет около 10 000 лет.

По Крелю, на распределение радия в осадках в основном влияют колебания в скорости осаждения иония, вариации общей скорости седиментации, а также диффузия и адсорбция в осадках радия и иония. Крель получил примерную величину скорости осаждения иония около 1−20 мм/1000 лет, а содержание иония в океане составляет (3,1/1) х 10−15 г/мл.

Холланд и Калп [1956] исследовали катионный обмен радия и иония на поверхности пелагических осадков, используя для иония (Th230) и радия (Ra236) в качестве трассеров радиоторий (Th238) и торий-Х (Ra224). Полученные результаты показали, что количества абсорбированного осадками иония и радия сопоставимо с наблюдаемым в современных глубоководных осадках. Этот факт свидетельствует о том, что одними из механизмов извлечения иония и радия из воды океана являются адсорбция и базовый обмен.

Аррениус, Брамле и Пиччиотто [1957] изучили распределение -активности в глубоководных осадках севера экваториальной части Тихого океана. Полученные ими результаты свидетельствуют о том, что около половины -активности связано с фрагментами и обломками скелетных костей рыб, экскрементами животных зоны бентоса и мелкими (, 1 мк) высокопреломляющими кристаллами (вероятно, барит); другая половина, внутри пор осадков. Пятна с высокой -активностью, наблюдаемые у обломков костей рыб, обычно связываются с изотопами тория и их производными.

Пиччиотто и Вилгейм [1954] предложили новый хронологический метод, основывающийся на отношении иония и тория (Th230/Th232). Так как ионий или Th230, имеет период полураспада гораздо больше (1,4×1010 лет), то можно определить абсолютный возраст, если в пробе глубоководного осадка не содержится детритовый материал. По их данным содержание иония в морской воде менее 2×10−13 г Io/л.