Радиоактивные елементи у морській води та глибоководних опадах

Радиоактивные елементи у морській води та глибоководних осадках

Заметная концентрація радію в глибоководних опадах уперше було встановлено Джоли [1908], який провів визначення змісту радію в пробах донних опадів, зібраних експедицією Челлінджера. З того часу вже накопичено значну кількість даних концентрацію радію в глибоководних опадах.

Получил підтвердження факт, що морські донні опади з глибин більш 2000 м зазвичай містять радію більше, ніж гранитоидные породи суші. Підвищена концентрація радію особливо помітна в червоних глинах.

Наибольшее зміст радію серед континентальних порід зокрема у гранітах; проте глибоководні опади містять радію набагато більше. Що ж до механізму концентрації радію в глибоководних опадах, то, відповідно до наявного поясненню, ионий, є ізотопом торію і батьком радію, осаджується у яких разом із гидроокисью заліза. Частково концентрація радію вочевидь пов’язана з акумуляцією в опадах самого радію; водночас вважається, що осадження урану з морської води значно менше.

Имеется ряд аналітичних даних над реальним змістом радію в морській воді. Еванс та інші [1938] провели визначення середнього змісту радію у складній пробі морської води та встановили, що його одно 0, 08×10−12 г/л, а середнє зміст урану у морській воді становить 1, 5×10−6 гол.

В відношенні акумуляції радію в глибоководних опадах Хамагуши [1939] висловив припущення, що радій осаджується разом із коллоидальными частинками гідроокису і окису заліза і марганцю. Його припущення підтверджується концентрацією марганцю і заліза в глибоководних опадах.

Длительность періоду з початку генерації ионием радію до часу освіти максимальної кількості радію за розрахунками становить близько 20 000 років.

По Крелю, щодо розподілу радію в опадах переважно впливають коливання швидкістю осадження іонію, варіації загальної швидкості седиментации, і навіть дифузія і адсорбція в опадах радію і іонію. Крель отримав приблизну величину швидкості осадження іонію близько 1−20 мм/1000 років, а зміст іонію в океані становить (3, 1/1) x 10−15 г/мл.

Холланд і Калп [1956] досліджували катионный обмін радію і іонію лежить на поверхні пелагических опадів, використовуючи для іонію (Th230) і радію (Ra236) як трассеров радиоторий (Th238) і торий-Х (Ra224). Отримані результати показали, що кількості абсорбованого опадами іонію і радію можна порівняти з піднаглядним у сприйнятті сучасних глибоководних опадах. Це свідчить у тому, що з механізмів вилучення іонію і радію з води океану є адсорбція і базовий обмін.

Аррениус, Брамле і Пиччиотто [1957] вивчили розподіл ?-активності у глибоководних опадах півночі екваторіальній частини моря. Отримані ними результати свідчать, що майже половини ?-активності пов’язані з фрагментами і уламками кістякових кісток риб, екскрементами тварин зони бентоса і дрібними (, 1 км) высокопреломляющими кристалами (мабуть, барит); інша половина, всередині пір опадів. Плями з високої ?-активністю, які простежуються в уламків кісток риб, зазвичай пов’язуються з ізотопами торію та його похідними.

Пиччиотто і Вилгейм [1954] запропонували новий хронологічний метод, який базується на відношенні іонію і торію (Th230/Th232). Оскільки ионий чи Th230, має період піврозпаду вулицю значно більше (1, 4×1010 років), можна визначити абсолютний вік, тоді як пробі глибоководного осаду немає детритовый матеріал. За даними зміст іонію у морській питній воді менше 2×10−13 р Io/л.

Список литературы

Для підготовки даної роботи було використані матеріали із російського сайту internet.