Меню
Главная
Авторизация/Регистрация
 
Главная arrow Экология arrow Радиоактивность окружающей среды: теория и практика

4.1. ЕСТЕСТВЕННАЯ РАДИОАКТИВНОСТЬ ГИДРОСФЕРЫ

Основной вклад в природную радиоактивность гидросферы вносит 40К. Заметный, но существенно меньший вклад вносят 87Rb, а также первичные радионуклиды уран-238, уран-235 и торий-232 с продуктами их распада, составляющими естественные радиоактивные ряды. Кроме того, на земную поверхность постоянно поступают радионуклиды, образующиеся при взаимодействии космического излучения с ядрами атомов газов и паров, входящих в состав верхних слоев атмосферы (см. разд. 2.2). Концентрации в природных водах некоторых радионуклидов, вносящих значительный вклад в радиоактивность гидросферы, приведены в табл. 4.1 [1].

Таблица 4.1

Средняя удельная активность некоторых естественных радионуклидов (Бк/л)

в природных водах [1]*

Радионуклид

Дождевая

вода

Озера,

реки

Грунтовые

воды

Питьевая

вода

Поверхностные воды океана

Терригенные радионуклиды

40 К

1,6 • 10-2

0,26

4 • 10"2

0,2

13

87 Rb

-

1,5 • 10“3

-

-

0,11

222 Rn

4 ? 102

0,8

37

11

1 •10“3

226 Ra

-

5 • 10“3

4 • 10-2

4 •10-3

1 • ю-3

230Th

-

2,6 ? 10~3

-

-

2 •10~6

232Th

-

1,1 • 10-4

5 • 10“3

-

со

1

О

гГ

338U

-

1,1 • 10“2

0,14

2 •10~3

4 • 10“2

Космогенные радионуклиды

7 Be

1,1

7 • 10“3

-

-

2 • 10_3

* Прочерки означают отсутствие надежных данных о концентрации указанных радионуклидов, связанное в основном с низкими значениями этих концентраций.

Атмосферные осадки (дождь, снег, град) захватывают присутствующие в воздухе аэрозольные минеральные частицы с адсорбированными на них продуктами распада радона и техногенными радионуклидами, поступившими в атмосферу в результате испытаний ядерного оружия [2]. Основным естественным радионуклидом минеральных аэрозольных частиц является калий-40, поступающий в атмосферу главным образом с морскими аэрозолями. Активность большинства космогенных радионуклидов (кроме 7Ве) в атмосферных осадках относительно невысока.

Подземные воды, в самом общем смысле, влага, заполняющая пустоты земной коры. С точки зрения радиоактивности окружающей среды наибольший интерес представляет лишь та влага, которая находится в области эрозионных врезов поверхностных водоемов и участвует в общем и внутриматериковом влагооборо- те [2].

Объем подземных вод земного шара достигает примерно 100 млн км3, т. е. в 14 раз меньше объема воды Мирового океана и примерно в 8000 раз больше объема атмосферной влаги. В круговороте радионуклидов в биосфере подземная влага принимает меньшее участие, чем другие воды. Так, если объем влаги в атмосфере меняется каждые 9 суток, а в поверхностных водах океанов и морей примерно каждые 2000 лет, то подземные воды меняются в среднем только через 8000 лет. В самой верхней части земной коры подземные воды движутся обычно со скоростью 1 — 1000 м/год, а на глубинах 1000—2000 м, например на территории между реками Волгой и Уралом, — ориентировочно со скоростью 0,001—0,1 м/год. Скорость же движения воды в реках может достигать 100 км/сут 12].

По условиям залегания подземные воды делятся на почвенные, грунтовые, межпластовые. В состав последних входят и так называемые минеральные воды, часто отличающиеся сравнительно высокой радиоактивностью. Как правило, уровень активности подземных вод зависит от их химического состава, который определяется физико-географическими, геологическими, гидрогеологическими, физико-химическими, физическими, биологическими и искусственными факторами [2].

Так как почвенные воды залегают вблизи земной поверхности и формируются за счет атмосферных осадков, то их активность зависит от количества растворимых радионуклидов, содержащихся в почвенных слоях. Этим же обстоятельством определяется и радионуклидный состав грунтовых вод, которыми называются воды, скапливающиеся на первом от поверхности водоупорном слое пород.

Межпластовые воды представляют собой скопление водной массы между водоупорными слоями в толще осадочных пород.

В случаях преобладания процессов испарения над процессами увлажнения радиоактивность почвенной воды может достигать весьма больших величин. Удельная активность почвенных вод северной зоны России невелика и соответствует 0,085 ± 0,015 Бк/л по пробам, собранным на Карельском перешейке. Невысокой активностью обладают почвенные и грунтовые воды северо-западной части России. Так, удельная активность воды колодцев некоторых сел этой зоны составляет от 0,03 до 0,25 Бк/л.

В водах, глубоко залегающих и сильно минерализованных, содержание калия, как правило, повышено. Например, в водах кембрийских отложений концентрация калия может достигать 1,22 г/л, что соответствует 36 Бк/л.

Увеличение активности артезианских вод идет более или менее параллельно увеличению общей концентрации солей, в них содержащихся. Высокая концентрация калия найдена и в минерализованных водах древнепалеозойских отложений Белоруссии. В воде, взятой в районе Минска, содержание калия достигало 100, Бобруйска — 80, Дриссы — 89 мг/л и т. д. В пластовых водах, связанных с нефтяными месторождениями, может содержаться значительное количество радия-226, а также радионуклидов из семейства тория (228Ra и 228Th).

Содержание радия-226 в пластовых водах газоносной провинции реки Эмбы (Казахстан) достигает 30, а урана — 0,25 Бк/л. Наибольшая концентрация радия-226 наблюдается в бессульфатных водах, содержащих заметное количество бария — элемента, близкого по химическим свойствам к радию. При исследовании пластовых вод азербайджанских месторождений нефти было установлено, что содержание радия в жестких водах достигает весьма высоких значений — 670 Бк/л. Концентрация урана наиболее высока в щелочных водах (десятки кБк/л).

Содержание тория в почвенных, грунтовых и пластовых водах невелико и, за редким исключением, на 1—2 порядка ниже содержания урана. В водах осадочных и метаморфических пород содержание тория несколько выше, в среднем достигает 2 • 10~6 r/л, что примерно на порядок меньше содержания урана [2].

Согласно принятой в радиогидрогеологии классификации, все воды радиоактивных минеральных источников в зависимости от преобладания в их составе того или иного радиоактивного элемента делятся на три группы: радоновые, радиевые и урановые. Кроме того, существуют промежуточные типы вод: радоново-радиевые, ураново-радиевые и радиево-мезоториевые [2]. Наибольший интерес представляют лечебные воды многих курортов, относящиеся к группе радоновых или радоново-радиевых.

В некоторых минеральных источниках концентрация радия достигает очень высоких значений. Наибольшее содержание радона (до 74 кБк/л) обнаружено в источниках района Иохимова (Чехия).

Радиоактивность речной воды в основном обусловливается 40К, содержание которого зависит как от химического состава пород, омываемых этими водами, так и от ряда климато-метеорологических факторов [2]. Как правило, поверхностные воды (снеговые, дождевые, ледниковые и т. п.) содержат относительно небольшое количество радиоактивных веществ, и поэтому в период весеннего снеготаяния или интенсивных ливней поступление в реки больших масс воды этого происхождения сопровождается понижением удельной активности речной воды. Во время паводка общая радиоактивность воды рек несколько снижается, а в период межени повышается.

В некоторых случаях химический состав растворенных веществ в воде реки в течение года изменяется столь сильно, что река переходит из одного класса в другой (природные воды классифицируются на гидрокарбонатные, сульфатные и хлоридные). Такие резкие колебания в химическом составе сопровождаются соответствующими изменениями и в уровне радиоактивности рек. Так, содержание калия в реках Гиссарской и Вахш- ской долин (Таджикистан) заметно уменьшается с апреля по сентябрь и вновь возрастает в два—три раза в течение зимнего периода.

Часто пробы воды, взятые в различных районах реки, по своей активности могут значительно отличаться друг от друга. Так, например, при обследовании реки Невы в 1965 г. было обнаружено, что суммарная р-активность воды, отобранной в районе Петрокрепости, соответствует 0,37 Бк/л, а в районе Васильевского острова (Ленинград) — 3,6 Бк/л.

Активность воды озер тесно связана с химическим составом воды впадающих в них рек и питающих их подземных вод. Как правило, существует прямая зависимость между степенью минерализации и радиоактивностью озерной воды. Озера с низким уровнем минерализации воды и слабой активностью встречаются в Карелии, на Кольском полуострове, в северных областях Сибири. Озера со средним уровнем минерализации и соответствующим уровнем активности преимущественно расположены в районе средней полосы европейской части России и в Сибири. К ним относятся Псковское, Чудское озера и др. Озера с повышенной минерализацией воды (а также высокой и весьма высокой) расположены в зонах черноземных, каштановых и пустынных почв. К ним относятся озера Севан, Иссык-Куль, Балхаш и т. д.

В тех случаях, когда озеро находится в зоне избыточного увлажнения и приток воды превышает ее испарение, возникает сток воды из озера. В результате таких соотношений активность озерной воды мало чем отличается от степени активности воды рек и, как правило, бывает невысокой. Иное взаимоотношение формируется в условиях засушливого климата. Вследствие превышения испарения над притоком, сток из таких озер отсутствует (или мал), и в них происходит аккумуляция солей и соответственное увеличение радиоактивности воды. Этим обстоятельством, по-видимому, объясняется заметно повышенная естественная радиоактивность озер Центрального Казахстана.

Основные источники первичных радионуклидов, содержащихся в океанической воде, — речной сток и гидротермальные потоки из зон разломов океанической коры. Космогенные радионуклиды и значительная часть техногенных поступают в океан из атмосферы. Средняя удельная активность основных естественных радионуклидов в воде Мирового океана приведена в табл. 4.1.

Калий-40 вносит в настоящее время наибольший вклад в радиоактивность земной коры и вод океана. Атомная масса земного калия равна 39,0983 ± 0,00019, а изотопный состав следующий (в ат. %) (3|:

Распад ядер калия-40 происходит по двум основным направлениям: 89,5% ядер испускают р-частицы с максимальной энергией 1,33 МэВ, а 10,5% ядер испытывают К-захват с последующим испусканием у-квантов с энергией 1,46 МэВ (рис. 4.1). Удельная p-радиоактивность земного калия составляет 28,27 ± 0,05 Бк/г, а удельная у-активность калия составляет 3,26 ± 0,05 Бк/г. Таким образом, калий-40 вносит вклад и в р-, и в у-радиоактивность окружающей среды.

Средняя концентрация калия в океанической воде равна 0,38 г/л [4]. Средняя концентрация солей в водах Мирового океана составляет около 35 г/л. Соотношение основных ионов в водах открытых районов океана весьма стабильно. Поэтому, зная значение солености морской воды в данном регионе океана, можно оценить расчетным путем удельную актив-

Схема распада К

Рис. 4.1. Схема распада 40К

ность морской воды по калию-40. Речной сток поставляет в океан около 80% калия-40 в виде взвешенного материала. Растворенный калий содержится в морской воде в виде простых ионов, и время его пребывания в океане составляет около 107 лет [5].

Из естественных радионуклидов средней части Периодической системы следующим после калия-40 по значению удельной активности в океанической воде является рубидий-87, также относящийся к первичным радионуклидам. В природной смеси изотопов рубидия на долю 87Rb приходится 27,85%, период его полураспада равен 6,5 • 10|0лет. Ядра ру- бидия-87 испускают p-излучение с максимальной энергией 0,394 МэВ. Из-за низкой скорости распада и относительно небольшой энергии испускаемого p-излучения вклад этого радионуклида в уровень дозовых нагрузок в окружающей среде весьма незначителен. Соотношение 87Rb/87Sr может быть использовано для определения возраста водных масс.

В состав природной смеси изотопов урана входят уран-234, уран-235 и уран-238. Последние два изотопа являются родоначальниками актиниевого и уранового рядов, а уран-234 — продукт распада урана-238. В речном стоке доли урана во взвешенном и растворенном состоянии примерно равны. Основная масса взвешенного речного урана осаждается в прибрежной зоне, на шельфе и на материковом склоне. Однако часть его остается в составе терригенных частиц в океаническом взвешенном материале, а в поверхностных водах наблюдается пропорциональность между содержанием во взвеси карбоната кальция и концентрацией взвешенного урана [6]. В водах морей и океанов уран находится преимущественно в растворенной форме в виде устойчивого уранилкарбонатного комплекса [и02(С03)з]4-. Средняя концентрация урана в водах океана равна 3 ± 0,5 мкг/л [4], и распределение его весьма однородно.

Радиоактивное равновесие между 238U и 234U в океанической воде нарушается из-за того, что 234U менее прочно удерживается кристаллической решеткой в исходных продуктах выветривания пород. Среднее значение соотношения 234U/238U в водах океана равно 1,15 [6].

Торий-232 поступает в океан с речным стоком главным образом во взвешенном состоянии (до 97,5%) в виде мельчайших терригенных частиц, в состав кристаллической решетки которых он входит, и основная масса его осаждается в устьевых районах и на шельфе. В поверхностных водах открытого океана, где концентрация взвеси низка, доля взвешенного тория обычно не превышает 10—20% [6J.

Источником остальных изотопов тория в водах океана является в основном распад материнских радионуклидов. Поступление тория-228 и тория-234 с речным стоком пренебрежимо мачо из-за короткого времени их жизни. Для долгоживущего тория-230 терригенная составляющая не превышает 1% [6]. Торий подвергается процессам гидролиза, комплексо- образования, а также адсорбции на частицах взвеси. Этим определяется и существенный сдвиг радиоактивного равновесия тория-230 с ураном: в океанической воде содержится лишь 0,005—0,12% равновесного то- рия-230, что свидетельствует об очень быстром удалении его из вод океана. В большинстве горных пород континентов весовое соотношение 232Th/238U составляет 3—4, а в водах морей и океанов оно на три порядка меньше. Основная роль в удалении тория-230 из вод океанов принадлежит адсорбционным процессам на поверхности взвешенных частиц и их осаждению на дно, а в поверхностных слоях — биогенному извлечению. По мере движения взвеси через толщу вод доля взвешенного тория-230 увеличивается [6]. Торий-228 и торий-234 в отличие от тория-230 имеют малые периоды полураспада и основным путем удаления их из вод океана является радиоактивный распад.

Время пребывания тория в водах океана оценивается сотнями лет. Для короткоживущих тория-228, тория-234 перенос со взвешенным веществом приводит к заметным смещениям радиоактивного равновесия с материнскими радием-228 и ураном-238. Наблюдаемое в поверхностном 200-метровом слое нарушение равновесия между торием-234 и ураном-238 свидетельствует о значительной скорости выноса изотопов тория из поверхностных слоев. Аналогичное нарушение равновесия наблюдается и для пары радий-228 — торий-228. Это явление объясняется удалением тория с фекальными пеллетами, останками фито- и зоопланктонных организмов, опускающимися со скоростями в десятки и сотни метров в сутки [6].

Профили вертикального распределения всей совокупности естественных изотопов тория в водной толще определяются источниками их поступления в океан. В поверхностных водах океана наблюдается максимум концентрации растворенного тория-232, что свидетельствует о его поступлении с эоловой взвесью или с речным стоком. Его активность падает с глубиной до < 0,2 мкБк/л. Для тория-228 наблюдаются повышенные уровни активности в приповерхностных и в придонных слоях морской воды, что связано с распределением его предшественника — радия-228. Концентрация растворенного тория-230, образующегося в водной толще в результате распада урана-234, повышается с глубиной примерно до 3000 м. На больших глубинах (>3000 м) его концентрация почти постоянна (приблизительно 0,1—0,12 мБк/л морской воды) [6].

Отношения концентраций взвешенных и растворенных форм тория-230 и тория-228 составляют около 0,15—0,20. На средних глубинах наблюдаются даже большие соотношения между взвешенными и растворенными формами тория-228, чем тория-230, из чего можно сделать вывод о различных процессах захвата и десорбции тория-230 и тория-228. По-видимому, торий-228, образующийся в толще морской воды, захватывается возникающими здесь же биогенными частицами и снова поступает в морскую воду, по мере того как частицы в процессе своего погружения растворяются или разрушаются.

Основной источник поступления радия в воды морей и океанов — донные осадки [6]. Роль речного стока и образования в водной толще в результате распада находящихся там изотопов урана и тория незначительна. Период полураспада радия-226 составляет 1560 лет, и концентрация растворенных форм радия постепенно убывает с уменьшением глубины. Продукт распада радия-226 благородный газ радон-222 хорошо растворим в воде, и поскольку он обладает сравнительно коротким периодом полураспада (3,82 сут), вертикальный профиль его концентрации в океане в значительной степени повторяет распределение радия. Продукты распада радона-222 — полоний-218, свинец-214 и висмут-214 — обладают весьма короткими периодами полураспада (3,05 мин, 26,8 мин и 19,7 мин соответственно). Они вносят свой вклад в а-, р- и у-радиоактивность морской воды, так как практически находятся в состоянии радиоактивного равновесия с радоном-222. Однако следующий член цепочки продуктов распада радона свинец-210 обладает уже достаточно большим периодом полураспада (22,3 года) и его поведение в морской среде определяется совокупностью сорбционных и десорбционных процессов, аналогичных рассмотренным выше для изотопов тория.

Радий в морских водах находится преимущественно в катионной форме, и воды океана недонасыщены его наиболее труднорастворимыми соединениями [6].

В поверхностных водах Атлантического и Тихого океанов доля взвешенного радия составляет соответственно << 0,5% и ~ 0,1%, а в Индийском океане — ~ 0,3% от общего его количества. В глубинных водах доля взвешенного радия составляет менее 0,2%. Незначительная роль биоты в связывании радия подтверждается отсутствием корреляции между концентрацией радия и содержанием органического вещества во взвешенном материале, а также малой долей радия, связанного с планктонными организмами (не более 0,03%) [7].

Более короткое время жизни радия-228 приводит к заметным отличиям в его распределении по сравнению с радием-226. Прибрежные и придонные воды наиболее обогащены радием-228. Благодаря интенсивному обмену в поверхностных слоях он переносится в центральные районы океанов адвективным и диффузионным путями, и в процессе этого переноса концентрация его уменьшается. Поверхностные воды Тихого океана содержат меньше радия-228, чем атлантические, поскольку отношение объема поверхностных вод к площади шельфа (являющегося основным его источником для этих вод) меньше, чем в Атлантическом океане. Еще меньше радия-228 в поверхностных водах приантарктического района благодаря разбавляющему действию интенсивной вертикальной циркуляции.

Максимальные значения концентрации радия-228 наблюдаются в области пикноклина1, что связано с медленным обменом поверхностных вод с нижележащими [6]. В придонных слоях радий-228, поступающий из донных отложений, диффундирует в вышележащие слои воды в соответствии с интенсивностью протекающих здесь процессов вертикального обмена, и заметные концентрации его обнаруживаются на расстояниях до 1 — 1,5 км от дна [6].

Все изотопы благородного газа радона — продукты распада соответствующих изотопов радия. Самый долгоживущий из них — ра- дон-222 (Ту2 = 3,82 сут).

Радон в океане в основном образуется в результате распада радия и из-за весьма малого периода полураспада находится в равновесии с ради- ем-226. Некоторая часть радона поступает из донных осадков, и его концентрация в придонных слоях воды может превышать равновесное значение в несколько раз. В поверхностных водах открытого океана определенная часть радона уходит из океана в атмосферу, и дефицит радона в перемешанном слое может достигать половины равновесной с радием концентрации. Влияние потоков радона через границы раздела сказывается лишь в узкой области, прилегающей к границе. Удаление его из океана происходит в основном вследствие радиоактивного распада. В поверхностных слоях воды средняя концентрация радона достигает 4 • К)-5 Бк/л.

Основной источник свинца-210 (Ту2 = 22,3 года) в океане — это распад материнского радия-226. Кроме того, он поступает с речным стоком и из атмосферы [1]. Однако значение этих источников в общем балансе мало и может быть значительным лишь в ограниченных зонах океана. Распределение изотопов свинца в океане в значительной степени связано со взвешенным веществом. Так, в глубинных водах Атлантического и Тихого океанов доля взвешенного свинца-210 достигает 15%, а в поверхностных водах доходит до 40%. В поверхностном слое морской воды время пребывания его составляет 0,5—1,7 года [6J. Время пребывания свинца в водной толще океанов составляет 50—100 лет, так что до двух третей свинца-210 может выводиться из океанических вод в результате радиоактивного распада, а остальная часть — в результате процессов гравитационного осаждения на взвеси и адсорбции донными осадками.

В поверхностных слоях морской воды содержание свинца-210 обычно превышает равновесное с радием-226 значение, что является следствием поступления его из атмосферы. Эта картина нарушается в районах с низким атмосферным поступлением свинца-210 и высоким содержанием взвешенного вещества (в частности, в районах с высокой биологической активностью). Поэтому, например, в Тихом океане максимальные концентрации свинца-210 в поверхностных водах приходятся на центры циркуляционных систем северных и южных широт, а к периферии океана они уменьшаются [6].

С глубиной отношение активности свинца-210 к активности ра- дия-226 уменьшается и, начиная с нескольких сотен метров, становится меньше единицы. Однако в районах с низкой биологической активностью (слабо выраженным апвеллингом) равновесие между свинцом-210 и ради-

Вертикальное распределение радия-226 и свиица-210 в водах Бенгальского залива (координаты станций

Рис. 4.2. Вертикальное распределение радия-226 и свиица-210 в водах Бенгальского залива (координаты станций:

Е12 - 15° 34' с. ш. 84° 38' в. д., F-l 1 - 16° 27' с. ш. 86° 57' в. д.) [8] ем-226 может сохраняться до значительных глубин (1500 м и более в Тихом океане). В глубинных слоях концентрация свинца-210 может отличаться от равновесной с радием-226 в два раза и более. По мере приближения ко дну отношение активностей свинца-210 и радия-226 быстро уменьшается до минимальных значений, что объясняется уже упоминавшимися процессами быстрого выведения свинца-210 из придонных слоев воды. Влияние этих процессов благодаря вертикальному перемешиванию сказывается только в пределах 1000 м над поверхностью дна [6]. На рис. 4.2 показано вертикальное распределение 210РЬ и 226Ra в водной толще (Бенгальский залив). Хорошо видно, что содержание свинца-210 не достигает равновесного значения.

Полоний-210 — продукт распада свинца-210, являющегося основным источником полония-210 в океане. Вклад речного стока и атмосферы незначителен.

Полоний в океане в значительной степени ассоциирован со взвешенным веществом. В глубинных водах Атлантического и Тихого океанов доля взвешенного полония увеличивается с глубиной и достигает 25—30% [6J.

В верхнем перемешанном слое отношение активностей полония-210 и свинца-210 почти всегда меньше единицы. Это связано с тем, что время пребывания полония-210 в поверхностном слое меньше, чем свинца-210, составляя 0,6 года для вод Атлантического и Тихого океанов [6].

Ниже поверхностного слоя отношение полония-210 к свинцу-210 быстро растет до равновесного значения и в дальнейшем с глубиной колеблется, оставаясь в среднем несколько меньше единицы. Наблюдается рост с глубиной концентрации взвешенного полония-210 относительно свинца-210, что свидетельствует о более быстром удалении полония-210 из глубинных вод [6].

Поступившие из атмосферы космогенные радионуклиды (см. гл. 3) включаются в циклы соответствующих элементов в океане. Благодаря существованию широтных вариаций в распределении космогенных радионуклидов в нижней атмосфере, аналогичный эффект для трития, бериллия-7 и углерода-14 отмечается и в поверхностных водах океанов.

Поступившие на поверхность океана радионуклиды распространяются в нижележащие слои воды. При этом глубина их проникновения определяется (помимо процессов вертикального обмена, общих для всех радиоактивных изотопов различных элементов) скоростью радиоактивного распада, от которой зависит и время установления стационарного вертикального распределения.

Тритий в виде молекул НТО является составной частью воды, а малая его часть входит в состав органического вещества (содержание органического вещества в поверхностных водах около 1 мг/л) [6]. До начала ядер- ной эры соотношение концентраций трития и протия в природных водах сотставляло 1:1018. Затем тритий стал поступать в природные воды в результате испытаний ядерного оружия и деятельности предприятий ЯТЦ.

В перемешанном слое концентрация трития меняется мало, затем идет слой с резким градиентом и далее с ростом глубины наблюдается плавное уменьшение концентрации. На такую общую картину могут накладываться эффекты горизонтального переноса (в Карибском море и на тропических широтах Тихого океана наблюдается подповерхностный максимум концентрации трития). На высоких широтах северной Атлантики (южнее Гренландии) в глубинных слоях наблюдаются повышенные концентрации трития, что связано с быстрым опусканием вод [6].

Бериллий-7 поступает в океан из атмосферы, главным образом с осадками. Благодаря сравнительно небольшому периоду полураспада (53 сут), он содержится в основном в перемешанном слое с очень быстрым уменьшением концентрации до нулевых значений в слое пикноклина. В ультрамалых концентрациях в водных растворах бериллий, по-видимому, довольно легко адсорбируется на поверхности взвешенных частиц. В прибрежных водах Аляски бериллий-7 был обнаружен только во взвеси, а в фильтрованной воде содержание его оказалось ниже чувствительности метода [6].

Для открытых районов Атлантики и Тихого океана в перемешанном слое и термоклине содержание бериллия-7 во взвеси <10%. Показано, что в воде с глубины 2000 м около 1/3 стабильного бериллия содержится во взвешенном состоянии. Коэффициент концентрирования бериллия морскими организмами достигает 103 [6].

Углерод-14 (в виде 14С02) поступает в океан в процессе обмена углекислого газа в атмосфере. В океане он включается в углеродную систему, состоящую из растворенного и взвешенного органического углерода, карбонатной системы (неорганический растворенный углерод) и карбонатов взвесей. При этом большая часть углерода в той или иной форме находится в растворе. Так, органический взвешенный углерод составляет в поверхностных слоях лишь несколько процентов от растворенного, с глубиной эта доля уменьшается. Содержание неорганического растворенного углерода (1С02) в океане составляет около 90—105 мг/л, и, следовательно, доля углерода (в пересчете на С02) в составе карбонатов кальция и магния в поверхностной океанической взвеси составляет несколько десятых долей процента и менее. Эта доля с глубиной уменьшается вследствие растворения карбонатов в процессе оседания взвешенного материала. Сравнение содержания неорганического и органического углерода в растворе показывает, что в составе органического вещества углерода примерно в 30 раз меньше. Таким образом, лишь очень малая часть радиоуглерода в океанических водах может находиться во взвешенном состоянии [6].

Для 1С02 разница содержания в поверхностных водах и глубинных невелика (от 2 до 2,35 моль/м3), и абсолютная активность углерода-14 с глубиной практически не меняется. Благодаря большому периоду полураспада углерода-14, космогенный радиоуглерод довольно однородно распределен в водах океана по глубине. Значительные количества углерода-14, поступающие от ядерных взрывов, привели к большому росту концентрации в поверхностных слоях и большим градиентам концентрации в верхнем 1000-метровом слое Тихого океана. Ниже 1000 м содержание «бомбового» углерода-14 к началу 1970-х гг. было близко к нулю, и практически весь углерод-14 имел естественное происхождение. В северной Атлантике градиенты меньше, и проникновение «бомбового» радиоуглерода прослеживается до больших глубин. Это связано с опусканием вод и формированием глубинной атлантической водной массы. Двигаясь на юг, эта водная масса смешивается с антарктической глубинной водой, обладающей меньшим запасом радиоуглерода. В результате в глубинных водах Атлантического океана при движении на север концентрация углерода-14 увеличивается [6].

Кремний-32 в океане находится преимущественно в растворенном виде. Фильтрация через мембранные фильтры с диаметром пор 0,45 мкм показала, что в поверхностных водах Тихого и Атлантического океанов во взвешенном состоянии находится менее 10% кремния. С глубиной эта величина уменьшается. Ниже 75-100 м доля взвешенного кремния составляет менее 1%, а в глубинных водах — менее 0,1%. На шельфе доля взвешенного кремния может составлять около 10—15%. Таким образом, подавляющая часть кремния-32, поступающего из атмосферы в океан, должна находиться в растворенной форме (по крайней мере, приведенные числа являются верхними пределами для кремния-32) [6].

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >
 

Популярные страницы