Концентрация радионуклидов в природных водах определяется: а) возможностью поступления в раствор из твердой фазы; б) условиями, способствующими удержанию радионуклида в растворенном состоянии; в) отсутствием осаждающих геохимических барьеров. Естественно, поведение радионуклидов будет тесно связанно с описанной выше гидрохимической зональностью. Содержание и формы нахождения радионуклидов в дренируемых породах особенно сильно влияют на состав грунтовых, подземных и озерных вод. В речных водах это влияние наиболее заметно для мелких водотоков. В крупных реках происходит существенное усреднение составов.
Для химических элементов урана, тория и калия определяющее значение в природных водах имеют их химические свойства. Все продукты распада радиоактивных рядов находятся в природе в ультрамалых концентрациях. Поэтому в их гидрохимическом поведении помимо химических свойств не меньшую роль будут играть присутствие изотопных и неизотопных носителей и способность образовывать в разбавленных растворах радиоколлоиды (см. гл. 2). В то же время эти радионуклиды являются атомами отдачи, что облегчает их переход в раствор из твердой фазы (см. гл. 5).
Уран. Изотопы урана наиболее подвижны и наиболее устойчивы в растворе в окислительной обстановке земной поверхности по сравнению с другими природными радионуклидами. Из всех трех природных изотопов урана в раствор из твердой фазы с наибольшей вероятностью поступает 234U, который является атомом отдачи. Поэтому в природных водах активность дочернего 234U выше, чем активность материнского 238U, и их отношение 234U/ 238U всегда больше единицы (равновесного значения). Исключение составляют воды, полностью растворяющие урановые минералы, в которых 234U/ 238U ≈ 1 (см. гл. 5).
188
Концентрация урана в воде при одном и том же содержании в водовмещающих породах зависит от ее состава, минерализации и окислительно-восстановительной обстановки. Поэтому распределение урана в поверхностных и грунтовых водах в целом является функцией природно-климатической зональности.
1. В зоне тундры концентрация U в водах наиболее низкая: (10-9 - 10-8 г/л), причем основная часть U находится в составе коллоидов и взвеси. Предполагается, что в этих условиях уран образует положительно заряженные гидроксокомплексы, образующие радиоколлоиды, легко захватывающиеся отрицательно заряженными поверхностями глинистых и других коллоидов (Искра, Бахуров, 1981).
2. В лесной, особенно таежной зоне концентрация урана в поверхностных и грунтовых водах в целом повышается: 10-8 - ·10-6 г/л, в среднем возрастая с севера на юг. Здесь большое количество растворенного в воде органического вещества благоприятно как для выщелачивания урана, так и для удержания его в растворе.
3. В водах лесостепной и степной зон концентрация урана существенно возрастает параллельно минерализации до 10-6 - 10-5 г/л, достигая в водах бессточных озер аридной зоны значений порядка 10-4 г/л. Здесь выщелачиванию урана и удержанию его в растворе способствует присутствие иона СО
, с которым U образует устойчивые в растворе карбонатные комплексы (см. гл. 3). В воде больших рек, пересекающих различные климатические зоны, концентрация урана меняется в соответствии с изменением состава и минерализации. Так, в Днепре и Доне она возрастает от 10
-7 в верховье до 10
-6 г/л в нижнем течении. В горных реках, в отличие от указанной горизонтальной зональности, наблюдается вертикальная гидрохимическая зональность. Например, в верховьях рек Сырдарьи и Амударьи, питающихся за счет ледников, концентрация U составляет 10
-7 г/л. В низовьях, расположенных в зоне полупустынь, она достигает 10
-5 г/л.
Трещинно-грунтовые воды гранитных массивов обычно бывают обогащены ураном в результате выщелачивания подвижных форм рассеянного урана.
Осаждение урана происходит на восстановительных барьерах в условиях слабой аэрации. Донные осадки, обогащенные гниющими растительными остатками и Fe (II), всегда заметно обогащены ураном по сравнению с глинистыми осадками того же водоема в проточной воде. В промывном режиме, при свободном доступе О2 уран не только не фиксируется органическим веществом, но и вымывается из него. Примером могут служить верховые торфяники.
Торий. Th является элементом-гидролизатом, поэтому миграция в растворенном состоянии для него не характерна. В системе
189
порода - вода - осадок он преобладает в твердой фазе. В связи с этим содержание Th в природных водах обычного химического состава, особенно поверхностных, всегда намного ниже содержания урана, несмотря на то что в земной коре Th преобладает над U. Основная часть тория поверхностных вод находится в составе коллоидных или взвешенных частиц.
В то же время гидролитическое разложение пород переводит связанный в них рассеянный Th в форму Th(OH)4. Свежеосажденный гидроксид Th достаточно растворим, поэтому трещинно-грунтовые воды гранитных массивов могут содержать концентрации растворенного Th, соизмеримые с концентрациями U. Это подтверждается и опытами по выщелачиванию Th (Титаева, Таскаев, 1983). Присутствие в таких водах карбонат-иона либо растворимого гумусового вещества благоприятно для выщелачивания Th и удержания его в растворе. Однако разбавление таких вод при выходе на земную поверхность и появление коллоидной взвеси способствует осаждению Th и переходу его в донные осадки.
Особенно благоприятны для извлечения Th кислые сульфатные трещинно-грунтовые воды кислых и щелочных изверженных пород, образующиеся в близповерхностных условиях при окислении сульфидов. Такие воды способны не только выщелачивать рассеянные на поверхности трещин продукты гидролиза Th, но и частично растворять Th-содержащие акцессорные минералы. Концентрация Th в подобных водах может достигать 10-5 г/л и существенно превышать содержание уряна. При разгрузке таких вод на земной поверхности происходит их разбавление поверхностными и метеорными водами, возрастание рН, понижение концентрации сульфат-иона и разрушение анионных сульфатных комплексов, в составе которых Th находился в растворе (Титаева, Таскаев, 1983).
При прочих равных условиях из пород в воду с большей вероятностью по сравнению с материнским 232Th переходят дочерние изотопы Th (228Th, 227Th, 230Th, 234Th), являющиеся атомами отдачи. Наблюдающиеся в ряде случаев высокие величины отношения активностей изотопов 228Th/ 232Th (> 3) обычно обусловлены накоплением 228Th из 228Ra.
Таким образом, окислительная обстановка в зоне активного водообмена кислых кристаллических пород благоприятна для водной миграции не только U, но и Th. При этом U окисляется сам, переходя в наиболее растворимую высшую степень окисления, а для Th благоприятно окисление сульфидов и появление кислых сульфатных растворов.
Радий. Радий является щелочноземельным элементом, химическим аналогом Ва, поэтому поведение Ra в растворе часто
190
контролируется присутствующим там Ва или Са. Кроме того, все изотопы Ra - атомы отдачи, поэтому они сравнительно легко выщелачиваются из твердой фазы. Из донных осадков легче переходят в раствор наиболее короткоживущие изотопы радия: 228Ra и 224Ra, которые уже успели накопиться в твердой фазе в виде атомов отдачи из материнских радионуклидов. Чаще всего наиболее долгоживущий 226Ra поступает в осадки из раствора самостоятельно и в подобных случаях не является атомом отдачи. В то же время в минерально-обломочной терригенной фракции донных осадков он является атомом отдачи.
В поверхностных, особенно пресных водах содержание изотопов Ra всегда ниже, чем в трещинных или грунтовых. При подрусловой разгрузке таких вод происходит их разбавление и радий в значительной степени сорбируется донными осадками. В то же время основная часть урана сохраняется в растворе. В таких случаях наблюдается высокая значимая положительная корреляция между ураном в воде и радием (а также 230Тh) в осадке (Титаева и др., 1975).
Концентрация радия в поверхностных и грунтовых водах связана и с природно-климатической зональностью, поскольку является функцией состава вод и их минерализации. В ультрапресных бессульфатных водах северных районов содержание радия имеет порядок 10-13 г/л. В зоне тайги концентрация его возрастает и достигает 2 · 10-12 г/л. В лесостепной и степной зонах повышенная минерализация вод и присутствие в них Сl- благоприятны для выщелачивания Ra и сохранения его в растворе. В то же время присутствие заметных концентраций ионов SO
и СО
способствует его соосаждению с сульфатами и карбонатами Са и Ва. В хлоридных грунтовых водах радия обычно на порядок больше, чем в сульфатных поверхностных.
Для относительной характеристики интенсивности водной миграции радионуклидов может быть использован коэффициент водной миграции Квод (табл. 8.1) - отношение концентрации элемента в сухом остатке из воды к концентрации в дренируемых ею породах (Перельман, 1979).
Таблица 8.1
Коэффициенты водной миграции Kвод естественных радионуклидов
| Регион |
Породы |
234U |
238U |
230Th |
232Th |
226Ra |
| Северный Урал |
Граниты |
2,9 |
1,7 |
0,34 |
0,2 |
11,2 |
| Полярный Урал |
Метасоматиты |
- |
0,09 |
- |
0,02 |
- |
| Южный Урал |
Граниты |
2,1 |
0,9 |
- |
- |
1,2 |
| Алданский щит |
Граниты с Mnz |
2,5 |
1,3 |
0,3 |
0,01 |
0,5-2,7 |
210Pb и 210Po. Ион 210Pb2- существует лишь в кислых растворах. В обычных поверхностных и грунтовых водах он присутствует
191
в форме отрицательно заряженных псевдоколлоидов, поэтому мигрирует с коллоидами гидроксидов железа и взвесью. 210Ро еще менее растворим. В области рН 6 - 7 он образует положительно заряженные коллоиды, которые легко захватываются отрицательными коллоидами глинистых минералов (Искра, Бахуров, 1981). Концентрации этих радионуклидов в поверхностных и грунтовых водах изучены слабо. Существует две группы источников их поступления в природные воды: выщелачивание из водовмещающей твердой фазы и выпадение из атмосферы. Поэтому в поверхностных водах содержание этих радионуклидов всегда выше, чем в грунтовых и тем более подземных. Донные осадки поверхностных водоемов и водотоков всегда обогащены ими относительно материнского 226Ra. Поведение 210Рb во многом сходно с поведением Ra. Так, из сульфатных вод он соосаждается с сульфатами.
Радон. О концентрациях радона в природных водах сказано в гл. 5. Как правило, локальные участки повышенных концентраций радона в поверхностных водах обусловлены придонной или подрусловой разгрузкой трещинно-грунтовых или грунтовых вод, обогащенных Rn. Эти участки часто бывают связаны с трещиноватыми тектоническими зонами и могут служить геохимическими индикаторами таких зон (Титаева, Зыков, Никулин и др., 1995). Другой достаточно распространенной причиной появления радоновых аномалий являются так называемые эманирующие коллекторы. Они представляют собой геохимические барьеры, на которых накапливается радий, служащий постоянным источником радона. Чаще это сульфатные, карбонатные или сорбционные (Fe - Мn) барьеры в местах разгрузки подземных или грунтовых вод.
192
