какие типы осадочных пород характеризуются наибольшей радиоактивностью

Радиоактивность горных пород

Радиоакти́вность горных пород

В почвах отношение Th к U значительно выше, чем в коренных (массивных) породах, что связано с накоплением Th в неразрушаемых остатках пород и миграцией легкоподвижного U.

В молодых глубоководных морских отложениях наблюдается значительное накопление иония (изотопа Th, члена радиоактивного ряда ₉₂ 238 U), в десятки раз большее по сравнению с равновесным его содержанием в уране. Это обусловлено химическими особенностями иония, благоприятствующими выпадению его из воды с осадками, в отличие от U, удерживающегося в растворе.

Норвежский учёный В. М. Гольдшмидт показал (1923—27), что содержание радиоактивных элементов в основном в верхней (гранитной) оболочке Земли связано с химическими особенностями силикатов (См. Силикаты) (изоморфным вхождением U и Th в их структуру). Выплавление силикатной земной коры из мантии по принципу зонного плавления (См. Зонное плавление) неизбежно приводит к обогащению коры U, Th и щелочными элементами.

В начальную стадию развития Земли выделение радиогенного тепла (См. Радиогенное тепло) (см. Геотермика), по расчётным данным советского геофизика Е. А. Любимовой, было в 5 раз больше, чем в современную эпоху. Это было связано с большей Р. г. п. вследствие более высокого содержания радиоактивных элементов (главным образом ₉₂ 235 U и 40 ₁₉K), а также, вероятно, полностью исчезнувших трансурановых элементов. См. также Радиоактивные минералы.

Лит.: Любимов Е. А., Термика Земли и Луны, М., 1968: Баранов В. И., Титаева Н. А., Радиогеология, М., 1973; Тугаринов А. И., Общая геохимия, М., 1973.

Источник

Радиоактивность осадочных пород

Содержание радиоактивных элементов в осадочных породах в среднем более низкое, чем в магматических. Это связано со значительной дифференциацией радиоактивного вещества при разрушении магматических пород и осадконакоплении. В силу это­го осадочные отложения в целом характеризуются более низкими торий-урановыми отношениями (

б) высокой способностью ионов тория и урана сорбироваться на заряженной поверхности глинистых минералов, органики, фосфоритов, гидроокислов же­леза, алюминия, марганца и других природных коллоидов;

в) спо­собностью урана резко терять свою подвижность при переходе из шестивалентного состояния, в котором он преимущественно на­ходится в растворах, в четырехвалентное, если на пути миграции встречаются восстановительные барьеры, такие как углерод- или пиритсодержащие породы.

В большей мере совпадают области накопления калия и тория. Осадки прибрежных мелководных фаций, формирующиеся в не­посредственной близости от области сноса, характеризуются мак­симальным накоплением калия и тория.

В осадках относительно глубоководных фаций, представлен­ных тонким глинистым материалом, концентрация тория вновь повышается.

Существуют две области накопления урана в осадках: прибрежно-морская и глубоководная. В первой содержа­ние урана резко неравномерное, зависимости его от глинистости отложений, характерной для глубоководных осадков, не наблюда­ется. Глубоководные глинистые осадки характеризуются относи­тельно равномерным и высоким содержанием урана. Наибольшие обуглероженность и ураноносность наблюдаются у пород, форми­ровавшихся в условиях резко восстановительной среды.

Таким образом, для пород переходных условий осадконакопления отмечаются согласованное понижение содержаний всех трех радиоэлементов и низкая радиоактивность в сравнении с по­родами глубоководных и прибрежных фаций. Последние могут быть распознаны по соотношениям в содержаниях радиоактивных элементов.

Во всех случаях глинистые и углеродистые породы ха­рактеризуются повышенными содержаниями, по крайней мере, урана и тория; обогащенность их также калием указывает на пре­имущественно мелководные условия осадконакопления, хотя и в этом могут быть исключения. Чаще всего наиболее согласованные изменения содержания обнаруживаются у Th и К.

Источник

Радиоактивность осадочных пород

Содержание радиоактивных элементов в осадочных породах в среднем более низкое, чем в магматических (табл. 6.3). Особенно это касается Th, который преимущественно концентрируется в монацитовых и циркониевых россыпях, поэтоьу другие осадочные образования характеризуются более низкими торий-урановыми отношениями по сравнению с магматическими.

Примечательно, что кларки U, Th, К (Th и К особенно) в кремнистых и карбонатных породах более низки чем в терригенных.(рис. 6.5). Наблюдатся часто повышенное содержание урана в карбонатных породах связано с их битуминозностью.

Таблица 7.3 Содержание радиоактивных элементов в осадочных отложениях континентальной части земной коры

Рис 7.5. Содержания петрогенных, радиоактивных, рудных элементов и углерода в сланцевых породах Енисейского кряжа (по В. А. Злобину., 1975).

Для терригенных пород часто наблюдается зависимость радиоактивности от гранулометрического состава. Содержание радиоактивных элементов и общая радиоактивность растут от песчанистых разностей к песчано-глинистым и максимальны для глинистых разностей пород. Это обстоятельство позволяет в случае песчано-глинистых разрезов определять степень глинистости пород по их радиоактивности, разделяя песчанистые пористые породы (которые могут служить коллектором для нефти, газа и воды) от глинистых пород (способных выполнять роль экрана).

Повышенная радиоактивность глин, вероятно, связана с их высокой способностью сорбировать катионы, особенно с большими зарядами, каковыми являются ионы тория и урана, а также с содержанием калия в глинистых минералах. Однако эти закономерности прослеживаются не всегда.

Так, для Амударьинского нефтегазоносного бассейна лишь только в сеноманских отложениях наблюдается относительно четкая зависимость радиоактивности от глинистости (рис. 6.6).

Повышенной радиоактивностью отличаются некоторые полезные ископаемые осадочного генезиса. Таковыми являются, например, ванадиевые сланцы и фосфоритоносные отложения, обогащенные ураном. Рис. 6.7 иллюстрирует достаточно тесную корреляционную связь между радиоактивностью урановой природы и содержанием пятиокиси фосфора.

Рис. 7.7. Зависимость радиоактивности уранового ряда от содержания в породах фосфорного ангидрида

Повышенной радиоактивностью ториевой природы характеризуются глины, бокситы (рис. 7.8). Корреляция между содержанием тория и содержанием глинозема весьма характерна для осадочных пород.

Рис. 7.8. Повышенная радиоактивность бокситов (В. Н. Байдаченко, С Я. Пята, 1970):

Источник

Большая Энциклопедия Нефти и Газа

Исследования скважин гамма-каротажем заключаются в регистрации кривой интенсивности естественного гамма-излучения пород в разрезе скважины при перемещении в ней радиоометра. Естественная радиоактивность / / горных пород обусловлена присутствием в них радиоактивных элементов урана, радия, тория, нестабильного изотопа калия. Содержание урана, тория и изотопа калия составляет десятитысячные доли процента. Радиоактивность математических пород возрастает от основных к кислым. [31]

В послевоенный период работа геохимического отдела Радиевого института достигает наиболее широкого размаха. Наряду с решением методических вопросов выполняются работы по составлению шкалы геологического времени. В связи с проблемами геохронологии проводятся многочисленные геохимические исследования на различных территориях СССР. Работы в области геохимии радиоэлементов ведутся в двух направлениях: 1) изучается радиоактивность пород в связи с вопросами региональной геохимии радиоэлементов и процессами образования месторождений ( основная часть работ этого направления выполнена Л. В. Комлевым с сотрудниками); 2) исследуется механизм миграции радиоэлементов, происходящей при вторичных процессах. [32]

Радиоактивность горных пород, слагающих нефтяные месторождения, невелика. Наибольшую радиоактивность имеют различные глинистые породы и алевролиты. Чистые ( неглинистые) песчаники, известняки и доломиты характеризуются малой радиоактивностью. Обычно радиоактивность породы тем больше, чем больше в ней глинистого материала. [34]

Источник

Лекционный материал по теме №10

Описание

Оглавление

1. Естественная радиоактивность

Самопроизвольный распад неустойчивых атомных ядер, спонтанно превращающихся в ядра других элементов и сопровождающийся испусканием альфа-, бета-частиц, гамма-квантов и другими процессами, называется естественной радиоактивностью.

Известно более 230 радиоактивных изотопов различных элементов, называемых радиоактивными нуклидами (радионуклидами). Радиоактивность тяжелых металлов с порядковым номером в таблице Менделеева, большим 82, сводится к последовательным превращениям одних элементов в другие и заканчивается образованием устойчивых нерадиоактивных изотопов.

Основными радиоактивными рядами или семействами тяжелых элементов являются ряды урана-238, урана-235, тория-232. Перечисленные элементы (их называют материнскими радионуклидами) являются родоначальниками семейств и относятся к долгоживущим: у них период полураспада, т.е. время, необходимое для того, чтобы число атомов уменьшилось вдвое, составляет 4,5*10 9 ; 7,13*10 8 ; 1,39*10 10 лет соответственно.

2. Закон радиоактивного распада

Каждое радиоактивное ядро распадается независимо от других ядер. Количество ядер dN, распавшихся за бесконечно малый промежуток времени dt, пропорционально числу еще не распавшихся атомов N к моменту времени t:

, (10.1)

(10.2).

Произведение λN характеризует скорость радиоактивного распада, называемую радиоактивностью или активность А:

(10.3)

Единицей в системе СИ выступает беккерель (Бк), в честь Антуана Анри Беккереля впервые обнаружившего радиоактивность в 1896 году при исследовании солей урана.

3. Радиоактивность минералов и горных пород

Радиоактивность горных пород и руд тем выше, чем больше концентрация в них естественных радиоактивных элементов семейств урана, тория, а также калия-40. По радиоактивности (радиологическим свойствам) породообразующие минералы подразделяют на четыре группы.

В этой классификации радиоактивность соседних групп возрастает примерно на порядок.

Радиоактивность горных пород определяется, прежде всего, радиоактивностью породообразующих минералов. В зависимости от качественного и количественного состава минералов, условий образования, возраста и степени метаморфизма их радиоактивность изменяется в очень широких пределах. Радиоактивность пород и руд по эквивалентному процентному содержанию урана принято подразделять на следующие группы:

К практически нерадиоактивным относятся такие осадочные породы, как ангидрит, гипс, каменная соль, известняк, доломит, кварцевый песок и др., а также ультраосновные, основные и средние породы.

Радиоактивные руды (от убогих до богатых) встречаются на урановых или ураново-ториевых месторождениях эндогенного и экзогенного происхождения. Их радиоактивность изменяется в широких пределах и зависит от содержания урана, тория, радия и других элементов. С радиоактивностью горных пород тесно связана радиоактивность природных вод и газов. В целом в гидросфере и атмосфере содержание радиоактивных элементов ничтожно мало. Подземные воды могут иметь разную радиоактивность. Особенно велика она у подземных вод радиоактивных месторождений и вод сульфидно-бариевого и хлоридно-кальциевого типов.

Радиоактивность почвенного воздуха зависит от количества эманаций таких радиоактивных газов, как радон, торон, актинон. Ее принято выражать коэффициентом эманирования пород (C_э), являющимся отношением количества выделившихся в породу долгоживущих эманаций (в основном радона с наибольшим Т_1/2) к общему количеству эманаций.

Кроме общей концентрации радиоактивных элементов, важной характеристикой радиоактивности сред является энергетический спектр излучения или интервал распределения энергии. Как отмечалось выше, энергия альфа-, бета- и гамма-излучения каждого радиоактивного элемента либо постоянна, либо заключена в определенном спектре. В частности, по наиболее жесткому и проникающему гамма-излучению каждый радиоактивный элемент характеризуется определенным энергетическим спектром.

Например, для урано-радиевого ряда максимальная энергия гамма-излучения не превышает 1,76 МэВ (меггаэлектрона-вольт), а суммарный спектр 0,65 МэВ, для ториевого ряда аналогичные параметры составляют 2,62 и 1 МэВ. Энергия гамма-излучения калия-40 постоянна (1,46 МэВ).

Таким образом, по суммарной интенсивности гамма-излучения можно оценить наличие и концентрацию радиоактивных элементов, а анализируя спектральную характеристику (энергетический спектр), можно определить концентрацию урана, тория или калия-40 в отдельности.

4. Изменение радиоактивности пород в ходе магматических, гидротермальных и гипергенных процессов

В геохимии радиоактив­ных элементов наибольший интерес представ­ляют три основные стадии развития горных пород:

гипергенные (поверхностные) процессы.

Стадия магматической кристаллизации характеризуется дифференциацией исходной магмы, в которой в рассеянном состоянии первоначально представлены все природные элементы в соотно­ше­ниях, близких к их кларковым значениям.

Выпадение минера­лов при крис­та­л­ли­зации магмы осуществляется в определенной последовательности, в соответствии с которой выделяют три этапа:

остаточный или пегматитовый (тело­­кристаллизация).

На первичном этапе выкристаллизовываются рудные минералы: магнетит, апатит, ильменит и другие, а затем оливин. Попутно выделяются и некоторые другие, более редкие элементы, преимущественно четные, двух- и четырехвалентные: Cr, Ni, Pt, S и др. Конечные продукты протокристаллизации отличаются высокой твердостью, химичес­кой стойкостью и огнеупорностью.

На главном этапе из магмы выделяются наиболее часто встречающие­ся в природе силикаты: полевые шпаты, слюды.

Первичный и главный этап кристаллизации характеризуются непрерывным уменьшением в остаточной магме содержа­ния окислов железа, магния, кальция и алюминия, с одной сто­роны, увеличением содержания кремния, калия, натрия и накоп­лением редких элементов Li, Be, Та, Nb, Cs и т. д., с другой.

К концу главного этапа кристаллизации магма обогащается, кроме того, летучими компо­нентами: водой, фтором, хлором, бором и т. д. Галогены образуют легко­летучие соединения с рядом элементов, в том числе и с ураном.

На остаточном этапе кристаллизации летучие ком­поненты выделяются из гранитной магмы, давая начало пневматолитовым и гидротер­мальным процессам.

Остаточный рас­плав также заполняет пус­тоты и трещины, возникающие при охлажде­нии гранитного мас­сива или в результате тектонических разрывов, и крис­талли­зуется, образуя пегматитовые жилы.

Основной особенностью остаточ­ного этапа кристаллизации является разнообразие химических элемен­тов и ми­не­ралогических форм в ее конечных продуктах — грани­тах и пегматитах.

На остаточном этапе кристаллизации летучие ком­поненты выделяются из гранитной магмы, давая начало пневматолитовым и гидротер­мальным процессам.

Остаточный рас­плав также заполняет пус­тоты и трещины, возникающие при охлажде­нии гранитного мас­сива или в результате тектонических разрывов, и крис­талли­зуется, образуя пегматитовые жилы.

Основной особенностью остаточ­ного этапа кристаллизации является разнообразие химических элемен­тов и ми­не­ралогических форм в ее конечных продуктах — грани­тах и пегматитах.

На протяжении двух первых этапов магматической кристалли­зации уран и торий ведут себя примерно одинаково.

Уран подобно торию нахо­дит­ся в четырехвалентном состоянии, оба элемента самостоятельных минера­лов не дают и выделяются лишь в виде изоморфных примесей в цирконе, апатите, сфене и в некоторых других минералах с близкими ионными ради­усами.

Пове­дение урана и тория на этом этапе начинает различаться. Часть урана мигрирует в пневматолиты и гидро­термальные рас­творы, в то время как торий продолжает выделяться в виде изо­морфной примеси с ортосиликатами, цирконами и апатитами, или же уходит в пегматитовые расплавы гранитов и нефелиновых сиенитов.

Дифференциация магмы сопровождается пневматолитическими процессами, протекающими при температурах выше 400°С, когда вода независимо от давления остается паром, и гидротер­маль­­ными процессами — при более низких температурах. В обоих слу­чаях происходит обособление летучих веществ от тугоплавких.

К гидротер­мальным месторождениям приурочены основные запасы цветных и редких металлов, в том числе и радиоактивных элементов.

Гидротермальные месторождения отличаются по вещественному составу и разделяются на три группы:

Ведущими элементами гидротермальных жил являются: S, Fe, Cu, Zn, As, Sb, Se, Ag, Sn, Pb, Go, Ni, Mo, Cd, Те, W, Аu, Hg, Bi, U, F, H. Выпадение урановых соединений при гидротермальных про­цессах имеет место во всех его стадиях, начиная от гипотермальной и кончая эпитермальной. По сравнению с пегматитами гидротермальные жилы значитель­но бога­че ураном и являются одним из основных источников его промышленной до­бы­чи. Чаще всего уран встречается здесь в виде настурана.

Согласно преж­ним представлениям торий, соединения которого практически не раствори­мы в водах, в гидротермальных процес­сах участия не принимает. Однако в настоящее время установлено, что в некоторых гидротермальных образо­ваниях торий встре­чается в виде монацита, или разновидностей торита.

Под гипергенными процессами понимают сово­купность много­численных процессов изменения горных пород и их ми­не­ралов при попадании в условия земной поверхности.

В начальной стадии гипергенеза, при разрушении коренных пород, поведение урана и тория различается еще больше, чем в стадии остаточной кристаллизации магмы. Труднораствори­мые соединения четырехвалентного тория в природных водах встречаются в весьма небольших количествах.

Роль воды в геохимической истории то­рия в зоне гиперге­не­зиса сводится в основном к его механической миграции и дифференциации. Четырехвалентный уран, так же как и торий, растворимых сое­динений не дает. Однако в условиях повышенного кислородного потенциала, он переходит в шестива­лен­тную форму, и его первичные ми­нералы образуют легкорастворимые соединения.

Значитель­ная часть урана остается нерастворенной и рассеивается в остаточных минералах коры выветривания, в россыпях. В процессах последую­щего переотложения этих пород содержание первичных минералов урана непре­рывно уменьшается.

Основным транспортером урана при миграции в гипергенных процессах являются поверхностные и подземные воды.

В магматогенных процессах уран и радий находятся в равновес­ном состоянии и сопутствуют друг другу. В гипергенной зоне это равновесие, вследствие различной способности переходить в рас­твор часто нарушается. Соединения урана, в отличие от соединений радия, легко растворяются водой. Весьма важную роль в выпадении из растворов и в концентра­ции урана играют процессы адсорбции и соосаждения, особенно интенсивно протека­ющие на глинистых и органических коллои­дах, осадках гидрата железа, алюминия, марганца, кремния и др.

5. Искусственная радиоактивность, используемая в ядерной геофизике

Под ядерно-физическими (гамма- и нейтронными) свойствами горных пород понимают их способность по-разному рассеивать, замедлять и поглощать гамма-кванты или нейтроны разных энергий.

Эти свойства вытекают из физических явлений, которые сопровождают взаимодействие гамма-квантов с электронами и ядрами атомов или нейтронов с ядрами атомов.

Наиболее вероятные процессы взаимодействия гамма-излучения с веществом являются:

К взаимодействию нейтронного излучения с веществом относится неупругое и упругое рассеяние и поглощение, сопровождающееся захватом тепловых нейтронов ядрами атомов и вторичным гамма-излучением.

Вероятность того или иного взаимодействия зависит от энергии гамма-квантов или нейтронов, от пути проходящего излучения в горной породе и ее ядерно-физических свойств. Основными из этих свойств являются микро- или макроскопические сечения взаимодействия гамма-квантов и нейтронов с отдельными или всеми атомами изучаемой горной породы.

Основным гамма-лучевым свойством породы является ее способность поглощать и рассеивать гамма-лучи. Количественно это свойство описывается полным линейным коэффициентом ослабления и поглощения μ_γ или суммарным (полным) макроскопическим сечением взаимодействия гамма-лучей с единицей объема горной породы.

Для узкого пучка гамма-квантов его определяют с помощью следующих уравнений:

(10.4, 10.5)

где σ_γi— микроскопическое сечение взаимодействия атома i-го химического элемента с гамма-квантом при общем количестве атомов этого элемента в единице объема N_i и общем числе элементов K; I_γ,I_γ0— интенсивность гамма-излучения в конце и начале поглощающего слоя толщиной L. Практически определяют эффективный коэффициент ослабления μ_γэф по экспериментально полученной интенсивности вторичного гамма-излучения:

(10.6)

Макроскопическое сечение взаимодействия, или эффективный линейный коэффициент ослабления, зависит от порядковых номеров в периодической системе Менделеева и массовых чисел химических элементов всей горной породы, а также ее плотности σ.

На изменении этих свойств основаны методы изучения химического состава и плотности горных пород по интенсивности вторичного (рассеянного) гамма-излучения:

(10.7)

Основным нейтронным свойством горных пород и сред является их способность поглощать и рассеивать нейтроны. Количественно это свойство описывается полным линейным коэффициентом ослабления и поглощения μ_п или суммарным (полным) макроскопическим взаимодействием нейтронов с единицей объема горной породы.

Величина μ_п определяется микроскопическими сечениями рассеяния и поглощения нейтронов атомами или ядрами (σ_пi) всех составляющих ее химических элементов от i = 1 до i = k с числом атомов i-го элемента в единице объема N_i по формуле:

(10.8),

где (10.9)

Здесь I_п, I_п0— плотность потока нейтронов в конце и начале слоя толщиной L. Нейтронное микроскопическое сечение рассеяния и поглощения σ_пi измеряется в барнах и равно эффективной площади ядра, которая обычно больше его геометрического сечения.

Наименьшей длиной замедления (L_з

Ослабленные до тепловой энергии нейтроны перемещаются в породе путем диффузии до тех пор, пока не поглотятся какими-нибудь ядрами. Как отмечалось выше, процесс захвата нейтронов сопровождается излучением вторичных гамма-квантов. Способность горных пород поглощать тепловые нейтроны выражаются через среднюю длину диффузии L_д или пропорциональное ей среднее время жизни тепловых нейтронов τ_тп. Наименьшими значениями этих параметров (L_д

Важным параметром среды является также коэффициент диффузии:

(10.10)

Постоянными величинами диффузионных параметров характеризуются неглинистые и незагипсованные карбонатные отложения. Доломитизация известняков, сопровождающая повышенным содержанием магния, увеличивает значение τ. Чистые кварцевые песчаники и доломиты характеризуются наибольшими значениями времена жизни нейтронов. Минимальными значениями τ обладают гипсы, ангидриты и глинистые породы. Существенное влияние на величину коэффициента диффузии тепловых нейтронов в скелете оказывает наличие кристаллизационной воды. При содержании ее в породе более 5% величина D практически не зависит от минерального состава скелета.

На изменении перечисленных нейтронных свойств химических элементов основаны нейтронные методы поэлементного анализа горных пород и их водонефтегазонасыщенности. Они сводятся к изучению плотности (интенсивности) тепловых нейтронов I_пп или вторичного гамма-излучения I_пγ.

Источник