PŘIROZENÁ RADIOAKTIVITA HORNIN její příčiny a stanovení Sugarjel Doporučená literatura: * Barnet I. edit. (1990): Radon investigations in Czechoslovakia I.- ČGÚ Praha. * Durrance E. M. (1986): Radioactivity in Geology – Principles and Applications.- E. Horwood Ltd., Chichester. * Hála J. (1998): Radioaktivita, ionizující záření, jaderná energie.- Konvoj Brno. * Kobr M. a kol. (1997): Petrofyzika.- Učební texty, Karolinum, UK Praha. * Manová M., Matolín M. (1995): Radiometrická mapa České republiky.- ČGÚ Praha. * Matolín M. (1970): Radioaktivita hornin Českého masívu.- Academia Praha. * Matolín M. (1976): Radioaktivita hornin Západních Karpat.- UK Praha. * Matolín M. (1992): Stanovení radonového rizika z geologického podloží.- UK Praha. * Solecki A. T. (1997): Radioaktywność środowiska geologicznego.- Wyd. Uniw. Wroclawskiego, Wroclaw. * Titayeva N. A. (1994): Nuclear Geochemistry.- CRC Press, Boca Raton, Tokyo, London. * Zimák J., Štelcl J., Zelinka J. (2003): Přirozená radioaktivita horninového prostředí v jeskyních Slovenské republiky.- UP Olomouc. * Zimák J., Štelcl J. (2004): Přirozená radioaktivita horninového prostředí v jeskyních České republiky.- UP Olomouc. * Štelcl J., Zimák J. (2006): Přirozená radioaktivita horninového prostředí Moravského krasu.- UP Olomouc. * • Sylabus: * 1. Základní geochemické vlastnosti uranu a thoria * 2. Uran a thorium v magmatickém procesu * 3. Uran a thorium v hypergenním procesu * 4. Uran a thorium v metamorfním procesu * 5. Radioaktivita hornin Českého masívu * 6. Radioaktivita Českého masívu a regionální geologie * 7. Změny v horninách a jejich radioaktivitě * 8. Radioaktivita a stáří hornin * 9. Radioaktivita a hlubinná stavba Českého masívu * 10. Terénní měření přirozené radioaktivity * 11. Hodnocení radioaktivity horninového prostředí * 12. Stanovení propustnosti základových půd * 13. Aplikace terénní gamaspektrometrie při výzkumu horninového prostředí krasových oblastí * * 1. ZÁKLADNÍ GEOCHEMICKÉ VLASTNOSTI URANU A THORIA • Přirozená radioaktivita - jedna ze základních fyzikálních vlastností hornin. • • Souvisí s přítomností nestabilních izotopů přirozených radionuklidů v horninách. • • Samovolný rozpad jader těchto radionuklidů emise částic nebo energie (jaderné záření a, ß a g). • Záření a qLetící heliová jádra 4He (dva protony a dva neutrony). • • Vlastnosti: • • Rychlost a záření - maximálně 10% rychlosti světla. • Průchodnost a záření hmotou silně omezena. Doběh a částic: • ve vzduchu řádově v cm • v minerálech a v horninách jen setiny mm Silná ionizační schopnost. Jediná a částice, která ve vzduchu urazí dráhu 1 cm, vytvoří asi 10 000 iontových párů. • Záření ß • qProud elektronů • • Vlastnosti: • • Rychlost až 99 % rychlosti světla. • • 100x pronikavější než záření alfa. Doběh ve vzduchu několik metrů, v horninách několik cm. Záření g qElektromagnetické vlnění podobné světlu - mnohonásobně vyšší energie q • Vlastnosti: • • Ze všech tří typů záření nejpronikavější. • • Doběh kvant gama záření: • ve vzduchu zhruba 700 m, •v horninovém prostředí asi do 1 metru. • • Počet jaderných přeměn v daném radionuklidu za jednotku času = aktivita • • 1 jaderná přeměna v určité látce za 1s = • 1 Bq (bequerel) • • Horniny: hmotnostní aktivita (uvádíme Bq.kg-1) • Aktivita 1 Bq.kg-1 – v 1 kg horniny proběhne • 1 jaderná přeměna za 1 sekundu. • • Vyjádření míry stability atomových jader - • poločas přeměny (rozpadu). • • • Poločas přeměny (rozpadu) je doba, za kterou se přemění (rozpadne) právě jedna polovina jader určitého izotopu. • • Rozdělení přirozených radioizotopů podle poločasu přeměny: • 1. Izotopy s poločasem přeměny nad 1 x 1012 roků (stabilní izotopy) • • 2. Izotopy s poločasem přeměny v intervalu 1 x 108 až 1 x 1012 roků • –3. Izotopy s poločasem přeměny pod – 1 x 108 roků • Podle původu – izotopy: * PRIMÁRNÍ – součástí „prahmoty“ Země • * SEKUNDÁRNÍ – vznik v průběhu vývoje Země • • • Nejvýznamnější: radiogenní izotopy (produkt radioaktivních přeměn nestabilních jader) DRASLÍK * koncentrace v zemské kůře = 2,6 % • * zastoupení: •draselné živce (ortoklas, mikroklin, sanidin – 5 -15 %) •foidy (leucit, nefelín) •fylosilikáty (biotit, muskovit, sericit, flogopit) •plagioklasy •podružné množství – amfiboly, pyroxeny, turmalín • • 3 izotopy – radioaktivní pouze 40K (zdroj ß a g záření) – jen 0,0117 % složení draslíku • * 40K – ß 40Ca (88,8 %) * 40K + e– 40Ar (11,2 %) * * • 1g přírodního draslíku emituje 3,3 kvant g za sekundu • URAN a THORIUM * Skupina aktinoidů • * Podobné iontové poloměry • •U4+ = 0,097 – 0,101 nm •Th4+ = 0,102 – 0,106 nm URAN •Výskyt: • * samostatné minerály (uraninit, coffinit) • * příměs v jiných minerálech (allanit, zirkon, apatit, titanit, monazit, xenotim) • * uran vázaný na organickou hmotu • • •Přírodní uran – směs tří izotopů: • * 234U – 0,005 % veškeré hmoty U * 235U – 0,720 % veškeré hmoty U stabilní izotopy * 238U – 99,275 % veškeré hmoty U * •235U (T = 0,702 x 109 roků) •238U (T = 4,51 x 109 roků) • •mateřské nuklidy dvou různých rozpadových řad (207Pb, 206Pb) • •234U přechodný člen rozpadové řady 238U • •Uran a dceřiné produkty obou rozpadových řad = zdroj a, ß, g • •1g přírodního U + produkty přeměny – 50 000 kvant g za sekundu •(více než 90 % generováno rozpadovou řadou 238U) THORIUM • Výskyt: * samostatné minerály (thorit, thorianit) * příměs v jiných minerálech (allanit, zirkon, apatit, titanit, monazit, xenotim, jílové minerály) • •6 přírodních izotopů §dlouhý poločas rozpadu jen 232Th (T = 1,41 x 1010 roků) • • mateřský nuklid thoriové rozpadové řady (končí stabilním 208Pb) • Členy této rozpadové řady – zdroj a, ß, g • 1g Th + produkty přeměny – 15 000 kvant g za sekundu • * Zbývající izotopy Th: • •227Th •228Th •230Th } přechodné členy rozpadových řad 235U, 238U a 232Th •231Th •234Th • •Krátké poločasy rozpadu ► minimální zastoupení v zemské kůře • URAN A THORIUM V MAGMATICKÉM PROCESU •Distribuce U a Th v horninách zemské kůry sledována od 2. poloviny 20. stol. • * 1. koncentrace přirozených radioaktivních prvků v magmatitech závisí: •na procesech •na podmínkách vzniku • * 2. maximální koncentrace přirozených radioaktivních prvků vždy v nejmladších členech magmatických sérií • * 3. radioaktivita magmatických hornin vzrůstá se stoupající kyselostí • * 4. koncentrace U a Th v magmatech obohacených SiO2, Na2O a K2O * Koncentrace U v zemské kůře = 2 - 4 ppm • * Tři formy uranu: • •1. uran tvořící samostatné minerály • •2. uran tvořící izomorfní příměsi v podstatných a akcesorických minerálech • •3. uran v rozptýleném stavu • •Vysoký obsah uranu: •alkalické leukogranity (U – 100 ppm, Th – 260 ppm, Nb – 2300 ppm) •ryolity •alkalické syenity •fonolity • • • HLUBINNÉ MAGMATITY (část) • •URAN • • POSTMAGMATICKÉ PRODUKTY • terciérní a kvartérní dacity a ryolity (USA) • 5 – 30 ppm U • • Vulkanity – vyšší radioaktivita (rychlý únik vodní páry – U nemá možnost přecházet do zbytkových roztoků ► zůstává rozptýlený • v horninách * Koncentrace Th v zemské kůře = 8 - 12 ppm • * Tři formy thoria: • •1. jeden z hlavních prvků krystalových struktur • •2. ve strukturních mřížkách zastupuje izomorfně jiné prvky • •3. thorium v rozptýleném stavu • * Th = stabilní prvek – koncentruje se v minerálech vznikajících za vysokých teplot • * Nerosty Th nerozpustné - nepodléhají prakticky zvětrávání. Migrace Th: * 1. V podmínkách zemského povrchu (nízkoteplotní prostředí) – mechanický transport • * 2. V podmínkách vysokých teplot – migrace Th za teplot blízkých metamorfním podmínkám * •Hlavní nositelé Th (U) v magmatických horninách: • •Akcesorie – allanit, apatit, monazit, titanit, xenotim, zirkon • •Zirkon – granity, granodiority, středně acidní magmatity • •Allanit, monazit, xenotim – v koncových členech diferenciačního procesu Vazba Th (U) v horninách: * v horninotvorných minerálech (pouze část Th a U) * rozloženy po povrchu zrn HTM * v intergranulárách * podél puklin * • • slabě vázány - lze vyluhovat • zředěnou HCl • • * * Původ: •postmagmatické hydrotermální roztoky •hypergenní roztoky (obsahující s produkty zvětrávání i ionty U a Th) •postmagmatické zbytky (vazbou i vlastní minerály U a Th) • • • • • Společný výskyt minerálů U a Th - na vysokoteplotních hydrotermálních ložiskách (asociace U s Ti): • • §davidit (La, Ce)(Y, U)(Ti, Fe3+)20(O,OH)38 § §brannerit (U,Ca,Y,Ce)(Ti,Fe)2O6 § * Níže temperované hydrotermální formace: • • •prakticky žádné Th •vyšší koncentrace U (vznik ekonomicky využitelných ložisek) • • • Obsah U roste v horninách společně s obsahem Th. K posouzení anomality obsahu uvedených prvků slouží poměr: • • Th/U • URAN A THORIUM V HYPERGENNÍM PROCESU * Radioaktivitu sedimentů ovlivňuje: • •1. povaha usazovaného materiálu •2. povaha diagenetických procesů •3. charakter dalších působících procesů §epigeneze §hydrotermální vlivy •4. zvětrávací procesy (mobilizace U a Th – závisí na způsobu vazby obou prvků ve zvětrávaném materiálu) • •U- a Th- akcesorie chemicky rezistentní náplavy • klastická ložiska • – • * Minerály U a Th nestabilní ► rozklad ► přeměna ► • sekundární produkty přeměny U: * •hydroxidy •karbonáty •sulfáty •fosfáty OXIDAČNÍ ZÓNA URANOVÝCH LOŽISEK •arzeničnany •vanadičnany •hydrosilikáty • • * Zvětrávání magmatických hornin: * * Uran – oxiduje na U6+ ► vyluhování • * Thorium – zůstává ve formě Th4+ ► koncentrace v sekundárních zvětrávacích produktech • * • • kontinentální sedimenty: vysoký poměr Th/U * » RADIOAKTIVITA • •KLASTICKÉ SEDIMENTY > CEMENTAČNÍ SEDIMENTY •(vzrůstá s klesající velikostí klastů) •U, Th – jílové sedimenty * Mořská voda ► snadné vylučování Th ► výrazná převaha U • * Koncentrace U vzrůstá v redukčním prostředí ► U6+ redukuje na U4+ * * Vysoké obsahy uranu v sedimentech: • •černé břidlice (bituminózní až grafitické) •kaustobiolity uhelné řady •fosfority • * Karbonátové sedimenty (vápence, dolomity): • slabě radioaktivní (s výjimkou bituminózních karbonátových hornin) • • • • • • • URAN A THORIUM V METAMORFNÍM PROCESU •Metamorfní procesy – migrace U a Th • •PROGRESÍVNÍ REGIONÁLNÍ METAMORFÓZA: • •Koncentraci U a Th v metamorfitech ovlivňují: • •1. obsah radioaktivních prvků v původních horninách • (zvl. v sedimentech a vulkanitech). Velmi nízké koncentrace: •horniny protogeosynklinálních komplexů •kvarcity •krystalické vápence • • (1-2 ppm U, 2-10 ppm Th) • • • • 2. metamorfní facie * Progresivní reg. metamorfóza ► migrace U a Th • (z termodynamických zón s vysokou teplotou a tlakem) ► koncentrace přirozených radioaktivních prvků • • Střední a nízký metamorfní stupeň: • • radioaktivita metamorf. hornin < radioaktivita (koncentrace U) výchozích hornin • • Obdobně při lokální metamorfóze (teplotní i tlakové) – nízké koncentrace U • * • * Kontaktní metamorfóza (facie nízkého tlaku) • •migrace U – nedochází k odstraňování Th • •redistribuce Th v rámci exokontaktu • •zvětšování rozdílů v koncentraci U a Th RETROGRÁDNÍ METAMORFÓZA: * U i Th přítomny ve všech faciích retrográdní metamorfózy * nejvyšší množství U i Th v horninách facie zelených břidlic * nejnižší množství U a Th v horninách granulitové facie * koncentrace radioaktivních prvků v horninách stejného stupně progresívní a retrográdní metamorfózy • společné trendy (obsahy U a Th v produktech retrográdní metam. zpravidla mírně nižší) * ULTRAMETAMORFÓZA: • Ultrametamorfóza – anatektické tavení horninového materiálu • • • HORNINY „VYSUŠENÉ“ • PROGRESIVNÍ METAMORFÓZOU • • • • • TEPLOTA zvyšování aktivity lehkých a těkavých prvků • • • • Počáteční fáze – odstraňování U a Th (pokračuje s růstem intenzity ultrametamorfózy • • Závěrečná fáze – mobilizace rozptýleného U a Th (hornina se již taví jako systém se zvýšenou úrovní přirozené radioaktivity • • • ALKÁLIE SiO2 H2O * Ultrametamorfóza a radioaktivita: • * redistribuce rozptýlených chem. komponent (včetně U a Th) * * většina H2O a CO2 (rozhodující pro transport radioaktivních prvků) odstraněna působením progresivní metamorfózy. * * Interakce HTM a roztoků rekrystalizace odstranění většiny příměsí (včetně U a Th). * * * * Zvyšování teploty a tlaku – redistribuce chemických komponent rozptýlených v hornině (včetně U a Th) * * • • * Růst přirozené radioaktivity hornin (od raných stádií ultrametamorfózy ke stádiím závěrečným) • • • * Zvýšené koncentrace U a Th v koncových ultrametamorfních produktech. • * * Ochuzování okolních hornin o radioaktivní prvky.