Přírodní radioaktivita

 

 

 

Přírodní radioaktivita a radiometrické datování

"Umělá" radioaktivita má jen nepatrný podíl na radioaktivitě, které je člověk vystaven (vyjádřené např. jako dávkový příkon), a ještě menší podíl na celkovém působení různých forem ionizačního záření. Tak hovoří globální čísla, která samozřejmě neplatí všude. Navíc radon je sice přirozeným zdrojem záření, ale jeho zvýšené koncentrace se vyskytují hlavně v objektech postavených člověkem.

Škodlivost ozáření v malých dávkách nelze považovat za přímo prokázanou, spíše se předpokládá na základě extrapolace z oblasti velkých dávek. Přesněji řečeno - není jednoznačně prokázané, že negativní účinky malých dávek převažují nad možnými pozitivními. Pokud připustíme tento názor, lze se snadno smířit nejen s přírodní radioaktivitou, ale tím spíše i s nepatrným množstvím umělé radioaktivity, které vzniká při normálním využívání jaderné energie.

Pro odhad biologického účinku dávky ionizujícího záření se násobí absorbovaná energie jakostním faktorem, který je pro rentgenové záření, záření γ a elektrony roven 1, pro neutrony a protony 10 a pro částice α 20.

  

 

Radioaktivita hornin

 

Přírodní radionuklidy lze podle výskytu rozdělit do několika skupin.

První "skupina" jsou minoritní izotopy hojných prvků - v současnosti jde pouze o 40K, který představuje 0,0119 % atomů draslíku. Draslík patří ve většině hornin zemské kůry mezi hlavní prvky. V geologické minulosti měl význam i 26Al, který se však již zcela rozpadl. Další radionuklidy jako 14C nebo 3H (tritium), které vznikají vlivem kosmického záření nebo činností člověka (viz dále), mají geologicky velmi krátké poločasy rozpadu a jejich výskyt v horninách je většinou zanedbatelný.

Draslík 40K se přeměňuje z větší části na vápník 40Ca a z menší části záchytem elektronu na argon 40Ar. Na své okolí 40K působí zářením β, γ a rentgenovým zářením, ne však zářením α. Rozpad části draslíku na argon má značný význam v geochronologii, tedy radiometrickém datování hornin (viz dále).

 

Druhá skupina radionuklidů zahrnuje radioaktivní přeměnové řady 238U→206Pb, 235U→207Pb a 232Th→208Pb. Uran i thorium patří celkově na Zemi mezi nejméně hojné prvky, nicméně v zemské kůře jsou jejich průměrné obsahy relativně výrazně vyšší. Uran, thorium i většina meziproduktů jejich rozpadových řad (nejznámější jsou radium, radon a polonium) jsou prvky, které nemají žádné stabilní izotopy. V rozpadové řadě se v geologickém čase může poměrně rychle ustavit tzv. radioaktivní rovnováha, kdy každý meziprodukt přibývá stejně rychle, jako se rozpadá. Potom platí, že počet rozpadů matečného nuklidu i každého meziproduktu za jednotku času je stejný (celkem ve třech případech probíhá řada mezi dvěma nuklidy dvěma různými způsoby a je třeba zohlednit též relativní četnost příslušné varianty). Z toho vyplývá, že meziprodukty s nejkratšími poločasy rozpadu jsou velmi intenzivní zářiče, ale zároveň se vyskytují jen ve velmi malých množstvích. Radioaktivní rovnováha se ustavuje za podmínky, že žádný meziprodukt není oddělován (chemickou cestou nebo únikem plynného radonu), nejpomaleji v řadě uranu 238 - asi za milión let, nejrychleji v řadě thoria 232 - asi za 70 let (záleží na poločasu rozpadu nejdéle žijícího meziproduktu).

Všechny matečné nuklidy těchto tří rozpadových řad se přeměňují rozpadem α s dlouhými poločasy - 238U má poločas rozpadu stejný jako stáří Země, 232Th ještě mnohem delší. V současnosti tvoří izotop 235U v přírodním uranu jen 0,72 % atomů, ale čím dále do minulosti, tím byl jeho podíl vyšší, protože se rozpadá rychleji než 238U; např. před 2 miliardami let byl jeho podíl přes 3 %, což umožnilo i vznik přírodních jaderných reaktorů (viz dále).

V těchto řadách, především v uranu 238 dochází i ke spontánnímu štěpení, které je však u každého nuklidu mnohem vzácnější než rozpad α (event. β). Jádro se štěpí na několik neutronů a dvě jádra jakýchkoliv prvků (musí jen souhlasit součet protonů). Takto tedy mohou vzniknou i prvky (lehčí než uran), které se od vzniku Sluneční soustavy již rozpadly (technecium, promethium a astat), ovšem v naprosto nepatrných množstvích.

Při zvětrávání se část radonu uvolňuje do půdního vzduchu a 222Rn (meziprodukt řady 238U), jehož poločas rozpadu je necelé 4 dny, může proniknout i do staveb a dosáhnout mnohem vyšší koncentrace než ve venkovním ovzduší. Jde o jediný reálný přírodní zdroj vnitřní kontaminace lidského organismu zářiči α. Obranu před radonem i na podkladech bohatších uranem však usnadňuje jeho krátká životnost: po uplynutí 10 poločasů rozpadu se radionuklid považuje za efektivně rozpadlý. Měření radonu lze využít také k vyhledávání puklin (nemusí jít jen o žíly s uranovou mineralizací) ve skalním podloží.  

 

Třetí skupinu radionuklidů v horninách tvoří některé, většinou minoritní, izotopy stopových prvků, zpravidla s velmi dlouhými poločasy rozpadu (vždy přes 10 miliard let); mnohé (zvláště 87Rb) se využívají v izotopové geochemii. Existuje dokonce rozpadová řada od 156Dy až po 140Ce, ale poločasy rozpadu jsou nesmírně dlouhé (> 1014 let) a nejde tedy o řadu v pravém slova smyslu.

Radioaktivita některých z těchto prvků se vyrovná draslíku nebo jej i předčí (z hlediska energie produkované na hmotnost prvku), ale v přírodě je jejich záření téměř vždy zastíněno jinými radionuklidy (rubidium se zpravidla vyskytuje jako stopová příměs za draslík, samarium a lanthan se většinou vyskytují společně s thoriem, lutecium s uranem, rhenium a indium patří mezi nejvzácnější prvky vůbec).

 

Vysoké koncentrace všech nejvýznamnějších radioaktivních prvků jsou v některých vyvřelinách, zvláště kyselých až intermediálních (u nás jsou nejradioaktivnějšími horninami, které tvoří větší tělesa, durbachity). Naopak nízký obsah všech radioaktivních prvků je v plášťových horninách. Radioaktivity K, Th a U se využívá k jejich stanovení v horninách pomocí gamaspektrometrie, kterou lze provádět přímo v terénu, dokonce i ze vzduchu (Th a U se měří spíše podle meziproduktů než přímo). Terénní gamaspektrometrie poskytuje jistou informaci o složení hornin i pod vrstvou půdy.

Gamaspektrometrií bývá měřeno také 137Cs, a to zvláště v půdách a ve vrstvě opadu v lesích. Pochází z radioaktivního spadu především z havárie černobylské elektrárny a jeho poločas rozpadu je 30 let. Brzy po havárii dosáhlo i na českém území v nejkontaminovanějších oblastech značně vysokých koncentrací v některých houbách.

  

Radionuklidy vznikající na povrchu a v ovzduší

Vlivem kosmického záření nebo činnosti člověka vzniká hlavně 14C a 3H (tritium), ale i další radionuklidy. Podle množství dosud nerozpadlého radioaktivního izotopu 10Be, který vzniká v hloubce nejvýše 10 m pod povrchem, se zjistilo, že vltavíny vznikly z hmoty, která nebyla nijak hluboko. 14C se přeměňuje rozpadem β na 14N, 3H rovněž rozpadem β na 3He.

Vzhledem k činnosti člověka bohužel již nelze vést přesnou hranici mezi přirozenou a "umělou" radioaktivitou. Předpokládá se, že ani v případě jakkoliv citlivého měření již nebude nikdy možné datovat radiouhlíkovou metodou objekty mladší než první jaderné výbuchy (proto se při tomto datování počet let "před současností" počítá do roku 1950). Na druhé straně bylo tritium, cesium 137 i další radionuklidy mnohokrát využito při sledování proudění podzemních vod aj. (místo uměle přidávaných radionuklidů nebo prvků značkovaných výrazně změněným izotopovým složením).

 

 

Radiometrické datování

Pro výpočet stáří je třeba vědět, jaký podíl z původního množství matečného nuklidu se za stanovovanou dobu rozpadl. Obvykle známe obsah matečného a dceřinného nuklidu v současnosti a stačí zjistit obsah aspoň jednoho z nich pro dobu, která nás zajímá - většinou krystalizace minerálu. Obecně existují tyto možnosti:

a) původní množství radiogenního izotopu v minerálu lze zanedbat: argon ve většině minerálů datovaných podle K-Ar (zvláště slídy, některé amfiboly), olovo v zirkonu a monazitu. Pokud došlo k částečné ztrátě Ar (Pb), výpočet poskytne směsné stáří mezi krystalizací minerálu a touto událostí.

Porušení systému může odhalit rozpor ve stářích podle 238U/206Pb a 235U/207Pb. Směsná stáří poskytují také analýzy zonárních krystalů, pokud se stáří zón významně liší (např. v Českém masívu jsou běžné zirkony, které mají jádro staré 2 miliardy let, ale stáří mladšího dorůstání krystalu může být "jen" 300 miliónů let). V tomto případě ani přesné stanovení izotopů mnoho nepomůže a jedinou možností je analyzovat zóny odděleně.

b) konstrukce izochron, spočívající ve srovnání poměru radiogenního a neradiogenního izotopu prvku ve vzorcích s různým poměrem radioaktivního prvku k prvku s dceřinným izotopem. Pokud vyneseme např. poměry 87Sr/86Sr a 87Rb/86Sr z různých vzorků minerálů nebo i hornin, které krystalizovaly z téhož magmatu, měly by ležet na přímce - izochroně. Tak lze zjistit původní (iniciální) poměr 87Sr/86Sr a určit, kolik 87Sr vzniklo rozpadem 87Rb. Analogicky se postupuje při datování 147Sm – 143Nd aj. Iniciální poměr může být důležitým geochemickým ukazatelem, mnohdy cennějším než vlastní datování.

c) výpočet modelového stáří jako doby, kdy izotopové složení olova ve vzorku souhlasilo s modelovým složením tzv. obyčejného olova (co nejméně radiogenního).

d) při radiouhlíkové metodě se využívá znalosti poměru 14C/12C v atmosféře, kde je zásoba radioaktivního 14C obnovována kosmickým zářením. Ze vzduchu získávají uhlík rostliny a následně jen s nepatrným zpožděním i většina živočichů. Zjednodušeně lze tedy říci, že poměr 14C/12C v žijících organismech odpovídá poměru v atmosféře, zatímco po smrti se tento poměr rozpadem 14C snižuje (úplně se 14C rozpadne za 70 000 let - vyšší stáří tedy nelze rozlišit). V některých případech je ovšem datování nejednoznačné, protože poměr 14C/12C ve vzduchu se i před ovlivněním člověkem měnil (přesná křivka jeho vývoje je sestavena podle letokruhů - tzv. dendrochronologie a jiných metod s rozlišením jednoho roku).

  

Na spontánním štěpení uranu 238 je založeno datování (zvláště apatitu, ale také skel) podle štěpných stop, které se zvýrazňují leptáním a počítají se v mikroskopu. Rychle mizí i při poměrně slabém zahřátí, proto udávají spíše dobu ochlazení pod určitou teplotu.

  

 

Některé projevy radioaktivity v minerálech a horninách

 

Záření β, γ i rentgenové má při dávkách myslitelných v přírodě pouze ionizační a tepelné účinky. Významně může změnit pouze složení fluidní fáze nebo organických látek. Ozáření vodných roztoků zvyšuje jejich iontovou sílu, což může narušit jejich rovnováhu s pevnou fází. Záření γ také způsobuje kouřové zbarvení křemene, které zmizí po zahřátí (velké krystaly záhnědy, ale i horninotvorný křemen v žulách a přeměněných horninách Českého masívu, které se většinou neohřály už 300 miliónů let). Mnohem větší účinek na krystaly má však záření α; v případě uranu se jeho významu blíží i spontánní štěpení. Částice α i štěpné trosky způsobují kromě ionizace i přemístění atomů v krystalu a následně soubor změn vlastností, tzv. metamiktizaci: snížení hustoty (i v kompaktních horninách se projevuje expanzí), indexu lomu, dvojlomu, průhlednosti, často i tvrdosti; zcela metamiktní krystal je rentgenově amorfní. Náchylný k metamiktizaci je zirkon (krystalová struktura se obnovuje až při vysoké teplotě), naopak velmi odolný vůči ní je mnohem více radioaktivní monazit a v obdivuhodné míře i nejradioaktivnější minerál vůbec - uraninit.

V mikroskopu je doběh částic α z radioaktivních uzavřenin v některých minerálech (hlavně biotitu) vyznačen tmavšími kruhy, tzv. pleochroickými dvůrky, v procházejícím světle.

Přeměnou čtyřmocného uranu nebo thoria na dvojmocné olovo vzniká nadbytek kyslíku, což se zčásti projevuje oxidací UO2 na UO3 (proto je uraninit vždy směsí těchto oxidů). Oxidační účinek mají asi do 10-20 mikrometrů od povrchu radioaktivního zrna (v pevných látkách) i částice α. Kombinace narušení krystalů, které zvětšuje jejich reaktivitu, a různých radiochemických procesů a následných reakcí vytváří široké možnosti projevů radioaktivity (hlavně v typických horninách kontinentální kůry), které by oproti dřívějším předpokladům mohly i spotřebovat nezanedbatelný podíl uvolněné jaderné energie (která je zatím uvažována spíše jen jako zdroj tepla). Přeměny původních minerálů na jiné v těsné blízkosti zdrojů záření α byly pozorovány již před 100 lety, ale dosud není jasné, za jakých podmínek k nim dochází. Protože výzkum těchto jevů byl oživen teprve nedávno a publikováno bylo zatím jen málo, odkazuji též na vlastní dizertační práci a zprávu odevzdanou na SÚRAO.

 

   

Přírodní jaderné reaktory

 

Na uranovém ložisku Oklo v Gabunu bylo zjištěno, že izotopové složení vykazuje ochuzení o 235U až o desítky procent oproti normálnímu poměru. Další výzkum ukázal, že příčinou bylo spotřebování jistého množství 235U v řetězových štěpných reakcích, které zde probíhaly asi před dvěma miliardami let. Vznik přírodních jaderných reaktorů umožnil mnohem vyšší podíl izotopu 235U v té době, vysoká koncentrace uranu a přítomnost vody, která fungovala jako moderátor. Po dosažení kritické teploty se voda vypařila, tím se řetězová reakce zastavila a opět byla spuštěna až po dalším průsaku vody. Toto se mnohokrát opakovalo.

Stejný princip (odpaření moderátoru) jednoznačně fyzikálně vylučuje výbuch jaderného reaktoru moderovaného vodou a vybaveného barbotážní věží (jako je i v Temelíně nebo Dukovanech).

 

hlavní stránka