5.2.2. Радон

Радон в природе имеет три изотопа: ²²²Rn (радон), ²²⁰Rn (торон) и ²¹⁹Rn (актинон), представляющие соответственно ряды распада ²³⁸U, fTh и fU. Изотопы радона обладают небольшими периодами полураспада: ²²²Rn - 3,8 дня, ²²⁰Rn - 54,5 с, ²¹⁹Rn - 3,9 с, что во многом определяет их геохимию.

Химические свойства радона обусловлены его нахождением в группе благородных газов Периодической системы. Он не вступает в реакции с кислородом даже в искровом разряде и в присутствии катализаторов. Для него характерна химическая инертность и валентность, равная 0. Однако Rn может образовывать клатратные соединения с водой, фенолом, толуолом и др. В клатратных соединениях связь поддерживается за счет ван-дер-ваальсовых сил. При действии газообразного фтора Rn способен давать RnF₄, сокристаллизуясь при этом с ксеноном. Подобно криптону и ксенону Rn образует гексагидраты. Rn · 6Н₂0 изоморфен с H₂S · 6Н₂О и SO₂ · 6Н₂О. В обычных условиях радон находится в молекулярном состоянии в виде Rn.

Изотопы радона растворимы в воде и других жидкостях. Коэффициент растворимости в Н₂О при 15°С варьирует в пределах 0,25 - 0,30. Растворимость радона падает при повышении температуры, и при кипячении он полностью удаляется из жидкости.

Значительно выше растворимость радона в органических жидкостях. Коэффициенты растворимости при 18°С для них составляют (Сердюкова, Капитанов, 1975): для этилового спирта - 6,17; для бензола - 12,82; для эфира - 16,08; для оливкового масла - 29,0; для вазелинового масла и для керосина - 10,00. Хорошая растворимость в жирах обусловливает его концентрирование жировой тканью человека, что необходимо учитывать при оценке радиационной опасности. Rn сорбируется на поверхности твердых тел. Различного рода неорганические гели и органические коллоиды весьма прочно удерживают адсорбированный радон. Лучшим сорбентом является активированный уголь. Адсорбированный радон очень подвижен и легко перераспределяется в твердом теле от крайних молекулярных слоев в более глубокие зоны. Десорбция радона происходит при нагревании. Так, с активированного угля он полностью десорбируется при 350 - 400°С. Выделение радона из одной фазы в другую называется эманированием (от старого названия радона - эманация радия).

Коэффициент эманирования радона k_Rn равен отношению количества радона, выделившегося из твердого или жидкого тела, к его количеству, образовавшемуся в этом теле за тот же интервал времени. Величина k_Rn зависит от кристаллической структуры

115

минералов, пористости и трещиноватости горных пород. Она варьирует от долей (например, монацит) до десятков процентов (почвы, угли, урановые руды, минералы кор выветривания и т.д.). Для растений k_Rn достигает 100% (Сердкжова, Капитанов, 1975). Для обозначения концентрации радона в газе или жидкости нередко используют старую единицу эман:

1 эман = 1 · 10^-10 Км/л = 3,7 Бк/дм³.

Короткоживущие изотопы радона могут самостоятельно существовать сравнительно короткий промежуток времени (²²²Rn около 27 дней, ²²⁰Rn - 5 мин, ²¹⁹Rn - 0,5 мин). Они постоянно накапливаются в тех объектах, которые содержат материнские по отношению к ним изотопы радия, в конечном итоге - уран и торийсодержащие минералы. В результате эманирования изотопы радона занимают поры, капилляры и трещины пород. Концентрация радона С_Rn в подземной атмосфере может быть рассчитана по формуле (Сердкжова, Капитанов, 1975)

C_Rn = ak_Rn Q_Ra ρ 

1000

η

,(5.1)

где C_Rn - концентрация изотопа радона, Ки/л; k_Rn - коэффициент эманирования, %; ρ - плотность породы, г/см³; η - пористость породы, %; а - коэффициент пропорциональности (для ²²²Rn а = 1, для ²²⁰Rn а = 1,6 · 10⁵; для ²¹⁹Rn а = 5,1 · 10⁴); Q_Ra - содержание материнского изотопа радия, г на 1 г породы. Величина а является количеством изотопа Rn, образующегося в 1 см³ породы в 1 с. Величину а можно получить из отношения

(

a

λ

)₂₂₂ : (

a

λ

)₂₂₀ : (

a

λ

)₂₁₉.

Миграция радона в земной коре происходит либо в газообразном, либо в растворенном состоянии. Содержание радона в подземной атмосфере и гидросфере зависит от концентрации радия во вмещающих породах и коэффициента эманирования пород. Рыхлые или сильнотрещиноватые породы, обладающие наибольшей внутренней поверхностью, характеризуются повышенным эманированием (зоны тектонических нарушений, коры выветривания и др.). Над урановой либо ториевой минерализацией образуются газовые ореолы рассеяния. Протяженность ореолов зависит от проницаемости пород и периода полураспада изотопов радона. Наиболее протяженные чисто газовые ореолы (десятки метров) над урановыми рудами дает сравнительно долгоживущий ²²²Rn. Протяженность ореолов ²²⁰Rn и особенно ²¹⁹Rn ничтожно мала. Ореолы ²¹⁹Rn не представляют интереса, так как всегда сопутствуют

116

ореолам ²²²Rn. Хорошая растворимость радона в воде обеспечивает его миграцию с подземными водами, что увеличивает протяженность радоновых ореолов. Напорные воды разломов, дренирующие трещиноватые породы, всегда содержат повышенные концентрации радона. Распределение ²²²Rn и ²²⁶Ra в природных водах приведено в табл. 5.1.

Таблица 5.1

Содержание ²²⁶Ra и ²²²Rn в природных водах
(по Сердюковой, Капитонову, 1975)

Тип вод	Природная обстановка	226Ra, г/л	222Rn, Бк/дм3
Поверхностные воды	Океаны	8 · 10-14 - 4,5 · 10-12	-
	Моря	(0,1 - 8) · 10-12	-
	Реки	(0,25 - 4,2) · 10-12	-
Воды осадочных пород	Зона интенсивного водообмена	(1 - 6) · 10-12	3 - 200
	Зона затрудненного водообмена	1 · 10-11 - 1 · 10-8	3 - 80
Воды кислых магматических пород	Воды кор выветривания	(1 - 7) · 10-12	40 - 15 · 103
	Воды глубинных тектонических трещин	(2 - 9) · 10-12	30 - 15 · 103
Воды урановых месторождений	Воды зоны окисления	8 · 10-12 - 2 · 10-9	200 - 2 · 105
	Воды зоны восстановления	(0,1 - 8,0) · 10-10	200 - 1 · 104

Наиболее высокие концентрации Rn приурочены к выходам подземных вод. В морской воде они существенно ниже. Напорные воды глубинных тектонических трещин в областях альпийского орогенеза нередко сильно обогащены радоном и представляют бальнеологический интерес (радоновые воды азотных терм, радоновые углекислые воды). В ряде случаев воды источников обогащены радоном за счет близповерхностной аккумуляции радия на сульфатных или карбонатных барьерах.

Вследствие разности концентраций радона между почвенным воздухом и атмосферой происходит непрерывный конвективный вынос радона в атмосферу. По мере удаления от поверхности земли концентрация изотопов радона падает, причем концентрация ²²⁰Rn - быстрее, чем ²²²Rn (Сердкжова, Капитанов, 1975):

Высота над земной поверхностью, м	0,01	1	10	100	1000	7000
Относительное содержание 222Rn, %	100	95	87	69	38	7
Высота над земной поверхностью, м	0	5	10	25	50	100
Относительное содержание 220Rn, %	100	70	50	29	5	0,5

117

Короткоживущие продукты распада изотопов радона образуются в атмосфере в виде свободных атомов и быстро превращаются в положительные ионы в результате ионизации альфа-частицами. Эти ионы прилипают к аэрозольным частицам или капелькам воды и в их составе поступают на земную поверхность.

118