img-417193806

8.2. Естественные радиоактивные элементы

161

(нейтрон ядра превращается в протон с испусканием электрона, 13-распад) или

н>К+ -?е — tsAr+ 2,48 • 1(Г13Дж

(протон ядра превращается в нейтрон, захватив электрон из К-

оболочки. На место захваченного электрона переходит другой с более высокого энергетического уровня, избыток энергии выде­

ляется в виде у-излучения).

1м3воды океана содержит около 35 мг 87Rb, что соответствует 1% активности 40К. Распад 87Rb идет по схеме

l?Rb — g S r + -?е.

Из других радиоактивных элементов наибольший интерес пред­ ставляют элементы семейства урана-238, и в том числе 226Ra. Уран и радий, как все микроэлементы, повсеместно распространены

в литосфере и гидросфере (табл. 8.9). По содержанию урана при­ родные воды подразделяются на классы (табл. 8.10).

Таблица 8.9

Пределы содержания урана и радия в природных водах, по И. В. Старику и др. (1963)

Объект 10"» г и/л Ю—13 г Ra/л

Океаны	1,3	—3,0	0,22—20
Внутренние моря	1,5	—2,8	0,90—20
Реки	0,012	—47,0	0,30—30
Минеральные источники	0,018— 120		65—3800

Таблица 8.10

Классификация природных вод по содержанию в них урана, по Д. С. Николаеву

(1957)

Класс Концентрация Содержание урана, г/л

1	Низкая	< ю - 7
2	Нормальная	ю-'7—4-10-6
3	Повышенная	4-10-6— 10-5
4	Высокая	10-5—3 - ю - 4
5	Очень высокая	> з - ю - 4

Вследствие влияния речного стока распределение урана в по­ верхностных водах морей и океанов неравномерно: в районах, где приток речных вод значителен, содержание урана существенно

11 Заказ № 244

162	Глава 8. Микроэлементы
ниже среднего. Например, концентрация 238U	составляет в Фин­

ском заливе 0,8—1,0 мкг/л, в центральной части Балтийского моря 0,4—1,7, в Азовском море 2,1, в центральных частях Атлантики 3,0, Тихого и Индийского океанов 3,4—3,5 мкг/л. Распределение растворенного урана на вертикальных разрезах океана в подав­ ляющем большинстве случаев равномерно, хотя И. Мийаке и

И. Койама (1964) отмечали некоторое незначительное повышение его концентраций с глубиной.

В водах морей и океанов уран присутствует в форме раствори­ мых уранилкарбонатных комплексных ионов [U02(C03)3] 4~, устой­ чивых при pH более 7,5. При меньших pH он переходит в про­

дукты гидролиза типа U020H+, легко сорбируемых взвесями. При понижения Еь, комплексный ион переходит в четырехвалентные

соединения урана:

[U02(СОз)з]4_+ 2Н20 = U (ОН)4+ зсоГ,

чрезвычайно малорастворимые, склонные к образованию псевдоколлоидов и неустойчивые в водных растворах.

Мировой океан содержит урана	примерно 4-109т, но		еще
больше урана находится в грунтах	океана. Если	считать,	что
в океане существует сбалансированное равновесие		между	при­

ходом и расходом урана, то ежегодное его отложение на дно ха­ рактеризуется выносом реками, т. е. (принимая среднее содержа­ ние 6-10-7 г/л) около 20-103т.

Приходно-расходные статьи баланса урана в				океане	даны
в табл. 8.11.
				Таблица 8.11
Основные составляющие баланса урана в океане, по В.				JI. Звереву,
	А. И. Спиридонову, В. М. Швецу (1976)
Приход	т/год	2 3 * U / 2 3 3 U	Расход	т/год	234(J / 2 3 8 U
Речной сток	5 - 103	1,25	Вынос морских	18— 24	1,15
Эоловый вынос	(1— 100) ■105	1, 00	солевых аэрозо­
с суши			лей
Выщелачивание	—	1, 19	Осаждение карбо­	2 , 6 - 103	1, 15
донных осадков			натов
Подводный вулка­	—	1 , 00	Фиксация органи­	1 , 8 - Ю 3	1, 15
низм			ческим вещест­
			вом

Поведение урана в воде речного стока и осаждающихся карбо­

натах определяется прочной геохимической связью урана с каль­ цием, что объясняется близостью их ионных радиусов. Большое значение имеет фактор биогенного концентрирования урана. В гео­ химических и биологических процессах 234U связывается предпоч­

8.2. Естественные радиоактивные элементы

163;

тительнее, нежели 238U, поэтому вода океана несколько обогаща­ ется тяжелым изотопом.

Как видно из табл. 8.11, привнос урана в океан по расчету зна­ чительно превышает отрицательные статьи баланса, хотя вклады выщелачивания осадков и подводного вулканизма не оценены. Это свидетельствует о недостаточной изученности баланса. Предвари­

тельно складывается	мнение о накоплении урана в океане.
226Ra распределен	в поверхностных водах океанов сравнительно
равномерно, и его концентрации меняются		в пределах (3—6) X
X Ю-8 мкг/л; вариации его концентраций		гораздо более значи­

тельны на промежуточных и больших глубинах. Нередко на кри­ вой вертикального распределения 226Ra в открытых частях океа­ нов наблюдается минимум (до 7-10-9 мкг/л) в слое 300—700 м.

Указанные концентрации радия меньше его концентраций в мате­ риковых водах и, что особенно интересно, значительно меньше той

концентрации, которая должна быть при	равновесии	радия
с ураном.	элементов . Ni	и N2
Дело в том, что между концентрациями

в любом радиоактивном ряду существует определенное равновес­

ное соотношение,		зависящее от продолжительности их	периодов
полураспада	и	Т2: NJN 2 ~ Ti/T2. С помощью этого	соотноше­

ния находят равновесные концентрации радиоактивных элементов. Период полураспада для урана составляет 4,5 млрд. лет, а для радия— 1622 года. Приняв среднюю концентрацию урана в океане

3-10^6г/л, из приведенного соотношения находим среднюю равно­ весную концентрацию радия в океане 1,08 -10-12 г/л. Между тем

наблюдаемая концентрация 226Ra примерно в 50 раз ниже равно­ весной. Это дает основание считать, что радий извлекается из воды-

гораздо быстрее урана.

Нарушение радиоактивного равновесия между ураном и радием объясняется, с одной стороны, более высокой устойчивостью комп­ лексного иона уранила в присутствии карбонатных ионов, а с дру­ гой — лучшей сорбируемостью катиона радия минеральными взве­ сями. Кроме того, имеет значение адсорбционное удаление из рас­ твора тория, который является материнским элементом радия.

В поверхностных слоях донных осадков концентрация радия, наоборот, выше равновесной с ураном, но ниже равновесной с то­ рием. В глубь океанов в результате постепенного установления радиоактивного равновесия радия с торием и тория с ураном кон­ центрация радия падает. Равновесие достигается через шесть пе­ риодов полураспада тория, т. е. примерно через 0,5 -106 лет, на некоторой глубине от поверхности осадков, зависящей от скорости накопления донных осадков. Таким образом, изучение радиоак­ тивных равновесий открывает пути к оценке возраста и скорости

седиментации осадков. - Другой изотоп радия 228Ra имеет более высокие концентрации

в поверхностных водах прибрежных районов всех океанов-, что

11*

164 Глава 8. Микроэлементы

объясняется его выносом речным стоком. Концентрация 228Ra по глубинам уменьшается от поверхностных слоев к промежуточным и глубинным горизонтам, но вновь возрастает в придонных водах. Период полураспада 228Ra, равный 6,7 года, делает его удобным индикатором в качестве трассера при исследовании океанических процессов в шкале времени 3—30 лет.

К естественным радиоактивным элементам, возникающим в природе под действием космических лучей, относятся из долгоживущих 14С, 3Н (тритий), 10Ве, 32Si, а из короткоживущих 22Na,

32Р и др. Наибольший интерес из	них представляют 14С (см.
главу 4) и тяжелый водород 3Н.	Оба эти элемента образуются

в верхних слоях атмосферы под действием космических частиц вы­ сокой энергии из атомов азота путем захвата нейтронов, что можно изобразить следующей схемой:

“N + In 'еС + *Н + 0,96 • 10~13Дж; ‘tN + on + 6,57 • 10“13Дж — Ч С + 3Н.

Продолжительность жизни трития гораздо меньше, чем радио­ углерода, период его полураспада около 12,5 года. Как следствие накопление его в гидросфере незначительно. В 10 см3воздуха на­ ходится всего 1атом трития, а во всей атмосфере— 1моль (6 г). Соединяясь с кислородом, тритий образует молекулы тяжелой воды НТО (*Н2НО) и ДТО (2Н3НО), вследствие атмосферной кон­ векции и диффузии попадающие в океан. Содержание трития в по­

верхностных слоях океана около 0,6—1,0 Т.Е./л, где Т.Е. — тритие-

вая единица, соответствующая содержанию 1 атома трития на 108атомов протия 'Н. В глубинных слоях океана содержание три­ тия зависит от возраста воды, например на глубинах Атлантики 0,02 T.E./л. Следовательно, тритий также может служить индика­ тором для исследования динамики водных масс океана.

8.3. Искусственная радиоактивность и загрязнение океана

Живые организмы, обитающие в море, на протяжении многих поколений подвергались облучению радиоактивного фона океана

и приспособились к нему.

Искусственное расщепление атомного ядра сопровождается возникновением ряда радиоактивных элементов, которые не только увеличивают содержание уже имеющихся в естественном состоя­ нии радиоактивных элементов, но и вызывают появление ряда но­ вых элементов, обладающих высокой активностью.

Основными источниками искусственных радиоизотопов в океане являются: взрывы ядерных устройств, энергетические установки, работающие на ядерном топливе, заводы по переработке ядерного топлива и научно-исследовательские центры.

8.3. Искусственная радиоактивность и загрязнение океана

165

Согласно данным ООН, с 1945 по 1962 г. за счет испытаний

ядерного оружия образовалось 51,28 -1016 Бк/90Бг и 97,3 X X Ю16Bk137Cs. Количество продуктов деления, образующихся

в результате работы ядерных установок, к 1980 г. составило

(20—70)-1020 Бк.

При взрывах атомных и термоядерных бомб образуются боль­ шие количества радиоактивных изотопов, из которых наибольшую

опасность представляют долгоживущие 90Sr, 144Се, 137Cs и коротко-

живущие 24Na и 56Мп.

Некоторые из этих веществ возникают как продукты деления ядер, другие — как искусственные элементы при воздействии мощ­

ных радиоактивных излучений на горные породы и газы атмо­

сферы в момент взрыва (24Na, 56Мп, 14С, 3Н и др.).

Большая часть продуктов ядерного взрыва уносится в верхние слои атмосферы, где они вследствие своей высокой дисперсности

вовлекаются в воздушные потоки и могут существовать в течение ряда лет, загрязняя стратосферу Земли. В результате ядерных ис­

пытаний воздушный океан начиная с 1945 г. оказался резервуаром для продуктов ядерных взрывов, из которого они постепенно осе­ дают на поверхность суши и океана во взвесях и с атмосферными осадками. Скорость их выпадения зависит от динамических фак­ торов атмосферы. Замечено, что наибольшее выпадение радиоак­ тивных аэрозолей и осадков наблюдается в средних широтах. Со­ держание радиоактивных элементов в прилегающих к поверхности

океана слоях воздуха в 1959 и 1960 гг. по наблюдениям в Тихом океане (э/с «Витязь») и в Атлантическом океане (э/с «Михаил

Ломоносов») колебалось в пределах 10-3—10-5 Бк/м3, а общая активность выпадения осадков была порядка 4 Бк/(м2-сут).

Наибольшую опасность по своему биологическому действию представляет 90Sr. Попадая в организм человека и животных, он накапливается в костном мозгу, поражая его важнейшие кровет­

ворные функции.

Большой интерес вызывает распределение 90Sr по глубинам океана (табл. 8.12). Как видно из таблицы, вертикальное распре­ деление 90Sr в разных частях океана примерно однотипно. С глу­ биной его содержание падает (в 8 раз), что указывает на затруд­ ненность его распределения ниже слоя скачка плотности. Изуче­ ние 9°Sr как «меченого» атома имеет общий океанологический ин­

терес.

Среднее содержание 137Cs в поверхностных водах Тихого оке­ ана в 1960 г. составляло (35—50)-10-2 Бк/100 л, в Японском море —

около 130-10~2Бк/100 л.

Результаты наблюдений (табл. 8.13) свидетельствуют о том, что основным источником радиоактивного загрязнения океана и в 1975 г. продолжали оставаться глобальные выпадения продук­ тов ядерных взрывов; из атмосферы, хотя интенсивность выпаде­ ний постепенно снижалась. Так, по сравнению с 1969 г. средняя

166	Глава 8. Микроэлементы

Таблица 8.12

Содержание S0Sr по глубинам Атлантического океана, по Ф. Т. Бовену и Т. Т. Сугавара

	15°49' ю. ш., 35°50' з. д.	31—34° с. ш., 65—67 з. д.
	Ill —IV 1957 г.	1957-1959 гг.
Глубина,	м
	расп/мин	расп/мин	%
0	4 ,l+ 0 ,5	9,5 + 0,6	100
100	—	9,6 ± 0,6	100
■300	—	8,6 + 0,7	90
500	—	6,8 ± 0,45	72
700	—	3,1 + 0,5	33
1000	1,5 ± 0,6	1,2	13

Таблица 8.13

Распределение 90Sr, 137Cs и Т в поверхностном слое Атлантического океана (май—июнь 1975 г.), по С. М. Вакуловскому и др. (1981)

	90Sr	137Cs
Район			T, т. Е.	I37Cs/90Sr
	3,7-10 -2 Бк
Средиземное море	0,16	0,22	_	1,7
Центральная часть Се­	0,10	0,15	4	1,5
верной Атлантики
Бискайский залив и при­	0,11	0,14	5	1,4
брежные пиренейские
ЙОДЫ
Прибрежные воды за ­	0,15	0,15	11 ,	1,0
падного побережья
.Северной Америки
Северо-восточная Атлан­	0,27	0,11	6	1,0
тика

концентрация трития в поверхностных водах Северной Атлантики

в1975 г. уменьшилась на 3,8 Т.Е.

“Судьба искусственных радионуклидов в океане сходна с судь­

бой стабильных микроэлементов. По химическим свойствам радио­ активные элементы не отличаются от своих стабильных изотопов. Они также сорбируются минеральными и органическими взвесями, ассимилируются живыми организмами, а часть Остается в океане в растворенном состоянии и в виде медленно оседающих взвесей:

Поскольку живые организмы выполняют функции концентра­ торов микроэлементов (табл. 8.14), возникает опасность попада­ ния радиоактивных загрязнений и в организм человека, что может повлечь за собой Игенетические нарушения.

8.3. Искусственная радиоактивность и загрязнение океана

167

				Таблица 8.14
Коэффициенты накопления1 радиоактивных элементов в морских				организмах,
	по Г. Г. Поликарпову (1964)
Организмы	9°Sr	,37Cs	91у	шСе
Динофлагеллята	6	__	_	340
Зеленые водоросли	1—4	—	630—900	340—2400
Диатомовые водоросли	1— 17	1—2	—	2000—3300
Бурые водоросли	14—40	27—30	220	350
Кишечнополостные	1	7	40	140
Ракообразные	0 , 1— 8	2— 15	100— 110	180—220
Моллюски (раковина)	10	0	250	40
Моллюски (тело)	0,9	6— 12	12	360
Рыбы (икра)	0,8	'*	100— 10000	-
1 Коэффициент накопления — это		отношение	концентрации	данного эле

мента в организме к его концентрации в воде.

Биологическое накопление радиоактивных элементов водными организмами создает угрозу будущему флоры и фауны океана, а следовательно, перспективе использования пищевых ресурсов морей и океанов и, наконец, здоровью и жизни человека. Поэтому разработка методов дальнейшей утилизации отходов атомной про­ мышленности является жизненно важной проблемой.

Глава 9

ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА ОКЕАНА

Под гидрохимической структурой океана понимают общие за­

кономерности пространственного распределения и временной >из-,

менчивости гидрохимических ингредиентов в объеме Мирового оке­ ана в их взаимосвязи, обусловленной единством свойственных

океану динамических, физических, биологических, физико-химиче­

ских и биохимических процессов.	. • ..
Гидрохимическую структуру океана целесообразно	рассматри­
вать, исходя из классификации его водных масс.

По гидрохимическим признакам с учетом распределения скоро­ сти БПК по глубинам в толще вод выделяют три основные зоны —

поверхностную, промежуточную и глубинную, которые дополни­

тельно подразделяются на части в соответствии с расположением и-динамикой водных масс.

168	Глава 9. Гидрохимическая структура океана
Все промежуточные и	глубинные водные массы формируются

в поверхностных слоях океана, где велико влияние климатической и географической зональности. Поэтому вся акватория Мирового

океана может быть охвачена химико-географическим районирова­ нием (рис. 9.1).

Вертикальное распределение pH, растворенного кислорода, ни­ тратов, фосфатов и кремнекислоты на центральных меридиональ­ ных разрезах трех океанов (рис. 9.2—9.6) позволяет указать очаги

формирования экстремальных значений гидрохимических показа­ телей и проследить влияние этих очагов на характеристики про­

межуточных и глубинных водных масс. Арктический район (/) Ат­ лантического океана является для глубинных водных масс источ­ ником кислорода, повышенных pH, пониженных Рсо2 и мини­

мальных концентраций всех биогенных веществ. Антарктический сектор Атлантики (IX) поставляет в глубинные слои океана обед­

ненную кислородом воду с пониженным pH, повышенными Рсо2 и увеличенными содержаниями биогенных веществ. Северные рай­ оны других океанов также служат мощными очагами формирова­ ния глубинных вод, в которых содержание кислорода и pH за­ метно меньше, а содержание биогенных веществ больше, чем в глубинных водах антарктического происхождения из соответст­ вующих секторов (IX). Субантарктический район (VIII) — зона

между субантарктической и субтропической конвергенциями— представляет собой мощный очаг формирования распространяю­

щихся в северном направлении промежуточных водных масс с ми­ нимальными pH и содержаниями кислорода и с максимальными Рсо2 и концентрациями биогенных веществ. Аналогичную роль

играют северные субтропические районы в Индийском и Тихом ■океанах (III).

9.1. Поверхностная структурная зона

Поверхностная структурная зона океана включает поверхност­ ный квазиоднородный слой толщиной 20—30 мв полярных и уме­ ренных областях и 50—30 мв тропиках и субтропиках. К поверх­ ностной зоне относится также слой сезонного термоклина высоких широт и подповерхностный слой низких и умеренных широт. Ниж­

ней границей поверхностной структурной зоны является слой по­ стоянного термоклина, в котором наблюдаются резкие градиенты

плотности и других физических и химических характеристик. Ак­ тивность фитопланктона в поверхностной зоне обеспечивает погло­ щение С02и биогенных веществ. Как следствие по сравнению с подстилающими слоями здесь наблюдаются пониженные значе­ ния щелочно-хлорного коэффициента (рис. 9.7), парциального дав­ ления С02, биогенных веществ и повышенные значения pH и кон­ центраций растворенного кислорода. Высоким и умеренным ши­ ротам свойственна, вслед за внутригодовым ходом активности'

ОСi

091

091

OCI

Рис. 9.2. Распределение	рНв	(без	поправки	на	давление) на разрезах по
30° з.	д. (а),	65°	в. д. (б) и	170°	з. д. (в).