Dãi Hàm Lượng Trung Bình Của Urani, Thori Và Tỷ Số Th/u Trong Các Loại Đá Khác

Bảng 1.1. Dãi hàm lượng trung bình của urani, thori và tỷ số Th/U trong các loại đá khác nhau

Loại đá

Tên	U (ppm)	Th (ppm)	Th/U
	Granit	2,2 – 6,1	8 – 33	3,5 – 6,3
	Granodiorit	2,2 – 6,1	8 – 33	3,5 – 6,3
Nung chảy	Riolit Daxit	2,2 – 6,1 2,2 – 6,1	8 – 33 8 – 33	3,5 – 6,3 3,5 – 6,3
	Gabro	0,8	3,8	4,3
	Bazan	0,1 - 1	0,2 - 5	1 - 5
	Eclogit	0,3 – 3	0,2 – 0,5	2 – 4,3
	Granulite	4,9	21	4,3
Biến chất	Gơnai Đá phiến	2,0 2,5	5-27 7,5-19	1-30 ≥ 3
	Phyllite	1,9	5,5	2,9
	Slate (acđoa)	2,7	7,5	2,8
	Orthoquartzite Greywach Phiến sét: - Xanh-xám - Vàng-đỏ - Đen Bauxit Đá vôi Đolomit Photphat Evaporit Động vật thân mềm sống Thân mềm hóa thạch San hô Cát và sét biển Than bùn Than non Than đá Nhựa đường (Asphalt) Dầu	0,45-3,2	1,5-9	1,6-3,8
		0,5-2	1-7	~ 2
		2-4	10-13	2,7-7
		2-4	10-13	2,7-7
		3-1250	-	rất nhỏ
		11.4	49	~ 5
		~ 2	0-2,4	< 1
		0,03-2	-	-
Trầm tích		50-300 < 0,1	1-5 < 1	< 0,1 -
		< 0,01-0,5	rất nhỏ	-
		0,5-8	rất nhỏ	-
		2-4	nhỏ	-
		0,7-4	1-30	0,4-10
		1-12	1-5	< 1
		< 50-80	-	-
		10-6000	-	-
		10-3760	-	-
		4-77	-	-

Có thể bạn quan tâm!

Xem toàn bộ 194 trang tài liệu này.

(Nguồn: Rogers and Adams 1969, Kaufman et al. 1971, Harmon et al. 1975, Kunzendorf and Friedrich 1976).

1.2.3 Ảnh hưởng của sự phong hóa

Ở những nơi môi trường đất bề mặt bị oxy hóa, cả urani và thori đều có thể trở nên linh động theo các cách khác nhau. Phần lớn thori được vận chuyển trong các khoáng bền không tan hoặc bị hấp phụ trên bề mặt của các khoáng sét. Ngược lại, urani có thể hoặc di chuyển trong dung dịch như là một ion phức, hoặc bị hấp phụ trên bề mặt của khoáng sét hoặc các mảnh vụn. Cả hai nguyên tố xuất hiện trong đá

ở trạng thái oxy hóa 4+, nhưng urani có thể bị oxy hóa đến các trạng thái 5+ và 6+ trong môi trường gần bề mặt. Trạng thái oxy hóa 6+ là bền nhất và tạo thành các ion phức uranyl có thể hòa tan mà chúng đóng vai trò quan trọng nhất đối với sự dịch chuyển urani trong quá trình phong hóa [35,54].

Trong một hệ địa chất, các đồng vị con cháu của urani và thori có nồng độ được xác định bởi nồng độ của đồng vị mẹ và thời gian kể từ khi hệ trở nên đóng kín đối với việc dịch chuyển của các nuclit. Đối với một hệ kín, hoạt độ của tất cả các đồng vị con sẽ bằng hoạt độ của đồng vị mẹ trong một khoảng thời gian cỡ 106 năm thành tạo; trạng thái này được gọi là cân bằng thế kỷ. Tuy nhiên, trong hầu hết môi trường địa chất gần bề mặt hoặc ngay ở bề mặt, sự di cư của các nuclit đều xảy ra do các quá trình vật lý hoặc hóa học. Ví dụ như khí radon có thể khuếch tán ra khỏi hạt khoáng gây nên sự mất cân bằng phóng xạ giữa các đồng vị ở phía trên và phía dưới

radon trong các dãy phân rã; hoặc sự mất mát một đồng vị trung gian do tính hòa tan trong nước của nó mạnh (ví dụ như radi) cũng có thể là một nguyên nhân gây ra sự mất cân bằng giữa chúng [35].

1.2.4 Các chu trình địa hóa

1.2.4.1 Sự linh động và vận chuyển trong chất lỏng

Ở trạng thái oxy hóa 4+ cả urani và thori gần như là không linh động trong môi trường gần bề mặt ở nhiệt độ thấp. Tuy nhiên, urani có thể trở nên linh động hơn khi bị oxy hóa lên trạng thái 6+. Trong những dung dịch nước tinh khiết, dưới điều kiện khử, U4+ có thể tạo thành các phức hydroxýt. Trong các dạng U4+ hòa tan thì U(OH)4 chiếm ưu thế và độ hòa tan của urani vào khoảng 10-9,5 M (khoảng 0,06 ppb). Các phức uranyl dễ hòa tan hơn nhiều so với các dạng uranous. Trong nước ngầm oxy hoá có cacbonat hoặc cacbonat axit cao, độ tan của urani có thể vượt quá 1g/l. Ảnh hưởng của nồng độ ion đến độ hòa tan urani trong nước ngầm đã được xác nhận khi dùng phương pháp mô hình nhiệt động học [35].

Độ hòa tan của thori trong nước tự nhiên cực kỳ thấp (nhỏ hơn 1 x 10-4 ppb) do

độ hòa tan thấp của ThO2 và khả năng hấp phụ của ion thori lên mặt các hạt [35,54].

1.2.4.2 Sự linh động và vận chuyển trong pha keo

Khả năng linh động của các actinit và con của chúng trong pha keo (vật liệu ở sau phin lọc 0,45 m) đang được quan tâm ngày càng nhiều trong những năm gần đây. Trong nước ngầm, các thể keo có thể chứa các chất kết tủa, các vi khuẩn, chất

hữu cơ và các mảnh khoáng hoặc đá vụn. Urani, thori và các đồng vị con cháu có thể hấp thu hoặc kết tủa lên các keo này một cách thuận nghịch hoặc không thuận nghịch. Các đồng vị bị hấp thu không thuận nghịch có thể không tách ra sau đó do sự thay đổi tính chất hóa học của nước ngầm, quá trình oxy hóa khử hoặc do tính tan hạn chế, và sẽ di chuyển với vận tốc của nước ngầm [23,35].

1.2.4.3 Sự linh động và vận chuyển trong chất hạt

Sự vận chuyển của urani và thori ở dạng chất hạt (kích thước lớn hơn 0,45 m) được kiểm soát bởi các tính chất vật lý và vận tốc dòng chảy của môi trường vận chuyển, ngoại trừ ở những nơi có phản ứng hoá học xẩy ra trên vùng biên của pha. Vì độ hoà tan cực thấp của nó trong nước tự nhiên, thori được vận chuyển phần lớn trong pha hạt. Thậm chí khi thori được sinh ra trong dung dịch do phân rã phóng xạ của urani, nó nhanh chóng thủy phân và bám lên bề mặt hạt gần nhất. Không phải tất cả urani có mặt trong đá được chuyển vào dung dịch trong quá trình phong hoá. Một số urani liên kết chặt vào trong các khoáng phụ và chúng bền vững đối với sự công phá hoá học. Ví dụ như zicon có thể chứa tới 6.000 ppm urani, một ít trong đó bị mất trong quá trình phong hóa, vận chuyển và lắng đọng [23,35].

1.2.4.4 Sự linh động và vận chuyển trong pha khí

Hai sản phẩm tạo thành do phân rã phóng xạ của dãy urani và thori ở thể khí là radon và heli. Radon có 3 đồng vị, trong đó phổ biến nhất và sống dài nhất là 222Rn (T1/2 = 3,8 ngày). Heli được tạo thành trong quá trình phân rã anpha. Sự mất mát heli từ khoáng không gây ra sự mất cân bằng giữa các thành viên của dãy phóng xạ. Tuy nhiên, nếu heli có khả năng khuếch tán ra khỏi mạng thì sẽ làm tăng khả năng mất radon [35].

1.2.5 Các quá trình kết lắng trong môi trường gần bề mặt

1.2.5.1 Kết tủa sinh học và vô cơ

Nếu urani có mặt trong dung dịch ở dạng cácbonat, sự khử áp suất riêng phần của CO2 bằng cách xả khí với khí quyển sẽ làm cho urani kết tủa, thường đồng kết tủa với các khoáng khác. Trong nước biển, sự kết tủa khoáng cacbonat hầu như luôn luôn là một quá trình sinh học, trong đó urani liên kết vào xương của sinh vật qua một chất nền hữu cơ. Hàm lượng urani thay đổi rất mạnh giữa các động vật biển. Vỏ động vật thân mềm đang sống chứa một lượng urani nhỏ hơn một bậc so với san hô. Một vài ion khác sẽ đồng kết tủa với urani từ dung dịch. Trong điều kiện oxy

hoá và trong sự có mặt của các ion kali và vanadi (VO2+, ...) khoáng uranyl và cacnotit sẽ kết tủa tại pH trung tính. Trong các điều kiện axit hoặc kiềm, urani trở nên hòa tan tốt hơn ở dạng UO2+ hoặc như là một phức anion và như vậy sự kết tủa sẽ không xảy ra ngoại trừ thế oxy hóa của hệ giảm xuống. Khả năng bị hòa tan vô

cơ và kết tủa trở lại của urani có thể là quá trình quan trọng nhất trong môi trường tự nhiên gây ra sự mất cân bằng giữa các đồng vị [35].

1.2.5.2 Sự hấp phụ

Các hạt nhân nguyên tử ít có khả năng hòa tan trong dãy urani bị loại khỏi dung dịch do bị hấp phụ lên trên bề mặt các hạt, các hydroxyt và oxyt không tan, các khoáng sét. Sự vượt trội của 230Th và 231Pa so với urani trong các lớp trầm tích trên cùng ở vùng biển sâu đã được ghi nhận trong nhiều nghiên cứu. Kết tủa của urani với các chất hữu cơ xảy ra trực tiếp do U4+ hấp phụ bề mặt, hoặc gián tiếp qua sự kết tủa của các phức uranyl không tan và tiếp theo là khử đến U4+ [35].

1.2.5.3 Trầm tích

Trong các hồ, cửa sông và các môi trường ở thềm lục địa, thori và urani có mặt trong các mảnh khoáng vụn đến từ các vùng lục địa. Trong vùng biển sâu xa nơi cung cấp trầm tích, khoáng sét được pha loãng với trầm tích có nguồn gốc từ sinh học như gai vôi, tảo cát, v.v... Các trầm tích này bị thiếu hụt các đồng vị thori nhưng vẫn chứa các đồng vị dãy urani có độ lớn xác định bởi mức hàm lượng của chúng trong nước biển. Một số đồng vị trong dãy urani như 210Pb và con cháu của nó có mặt trong trầm tích được bổ sung thêm từ khí quyển. 210Pb có mặt trong khí quyển do phân rã của khí phóng xạ 222Rn. Trong môi trường gần bờ, 210Pb được bổ sung từ sông ra và từ phân rã của 226Ra trong nước biển [23,35].

1.3. Sự mất cân bằng phóng xạ

1.3.1 Sự tách phân đoạn các đồng vị urani

Các đồng vị mẹ của 2 dãy phóng xạ urani (238U và 235U) có đặc trưng hóa học tương đương và tỷ số phổ cập đồng vị trong các vật liệu tự nhiên 238U/235U = 137,5. Thông thường sự tách phân đoạn các đồng vị nặng trong các quá trình hóa học là có thể bỏ qua đối với môi trường tự nhiên. Tuy nhiên, người ta quan sát thấy có sự tách phân đoạn của các đồng vị 238U và 234U trong đá. Sau đó, người ta cũng thấy rằng 234U trong nước biển vượt trội hơn một ít so với 238U. Sự mất cân bằng giữa 238U và 234U trong nước tự nhiên và trong trầm tích đã được chứng minh là một quy luật tất

yếu và tỷ số hoạt độ 234U/238U trong nước nằm trong khoảng 0,5 và 40 [35]. Các quá trình sau đây dẫn đến sự tách phân đoạn các đồng vị urani:

- Chiết từ các vị trí sai hỏng do phóng xạ [35]:

Đồng vị 238U phân rã anpha gây ra sai hỏng mạng tinh thể xung quanh nguyên tử mẹ. Nguyên tử 234U tạo ra thường bị dịch chuyển khỏi vị trí ban đầu do hiệu ứng giật lùi và do đó dễ bị lôi đi bởi các chất lỏng ăn mòn (nước mưa, nước ngầm, các chất lỏng thủy nhiệt, v.v...) [35].

- Sự ôxy hoá:

Một hiệu ứng khác được cho là đẩy mạnh sự chiết 234U ra khỏi vị trí sai hỏng là quá trình oxy hóa trong khi phân rã phóng xạ. Do mất các electron qũy đạo khi phát ra các hạt alpha và beta, hoặc do thay đổi mức năng lượng giữa trạng thái ban đầu và trạng thái sau dịch chuyển, trạng thái oxy hóa U4+ có thể chuyển thành U6+. Ion uranyl được tạo thành có khả năng tan tốt hơn ion uranous trước đó [35].

- Sự giật lùi khi phát anpha:

Như đã đề cập đến ở trên, mạng tinh thể có thể bị phá hỏng bởi phân rã phóng xạ và giật lùi của hạt nhân. Khi các hạt nhân 238U nằm gần bề mặt khoáng vật, sự phát hạt anpha của 238U có thể làm cho hạt nhân con 234Th bắn vào môi trường xung quanh hạt khoáng do hiện tượng giật lùi [35].

1.3.2 Sự tách phân đoạn các actinit khác và con cháu của chúng

1.3.2.1 Các đồng vị thori

Như đã nêu ở trên, các đồng vị 238U và 234U bị tách phân đoạn trong các quá trình tự nhiên vì hiệu ứng giật lùi khi phát anpha và vì sự khác biệt trạng thái oxy hóa và liên kết. Các hiệu ứng này cũng tương tự đối với sự tách phân đoạn các đồng vị thori [35].

1.3.2.2 Các đồng vị protactini

Chỉ có đồng vị 231Pa là có ý nghĩa trong quá trình làm mất cân bằng phóng xạ, còn đồng vị 234Pa có thời gian sống quá ngắn (T1/2 = 1,18 phút) nên sự di cư của nó không đáng kể. Đồng vị 231Pa nhanh chóng bị lấy đi khỏi nước trước khi rã thành 227Ac vì sự thủy phân và hấp phụ trên bề mặt các hạt trong nước [35].

1.3.2.3 Các đồng vị radi

Chỉ có 226Ra (T1/2 = 1600 năm) và 228Ra (T1/2 = 5,75 năm) là có ý nghĩa quan trọng trong quá trình mất cân bằng phóng xạ vì chúng có thời gian sống dài. 226Ra

thường vượt trội hơn mẹ của nó 230Th trong hầu hết nước tự nhiên do radi có tính tan lớn hơn thori, dẫn đến sự khuếch tán của radi từ trầm tích vào nước. Trong đất và trầm tích, 226Ra thường vượt trội hơn 230Th và 238U do sự kết tủa qua trao đổi ion trên sét và hưu cơ trong quá trình nước thấm qua đất, hoặc do sự chiết lọc có ưu tiên của 238U từ đất hoặc đá mẹ. 228Ra (sinh ra từ 232Th) có thời gian sống ngắn hơn nhưng cũng giống như 226Ra, nồng độ của nó trong nước tự nhiên lớn hơn đồng vị mẹ [66,53].

1.3.2.4 Các đồng vị radon

Độ linh động lớn của các đồng vị radon là một trong những nguyên nhân chính dẫn đến mất cân bằng phóng xạ trong dãy urani và thori. Sự khuếch tán của khí hay hòa tan trong nước là kiểu di chuyển chính của radon [53].

1.3.3 Sự mất cân bằng phóng xạ trong đất

Khi đá phân hủy gần mặt đất, các thành phần nguyên tố của chúng di chuyển theo 3 con đường thông qua chu trình phong hóa và xói mòn: (i) hoà tan; (ii) phản ứng và hình thành các khoáng thủy phân (như sét chẳng hạn); và (iii) lưu lại trong các khoáng bền không phản ứng. Sự tích lũy 2 dạng sau cùng của khoáng không tan được biết đến như là regolit hoặc đất. Khoáng sau cùng cũng tạo thành trầm tích trong sông suối. Trong quá trình phân hủy và tái tạo thành trầm tích, có nhiều công đoạn dễ dẫn đến mất cân bằng phóng xạ trong dãy urani [74].

1.3.3.1 Giai đoạn chớm phong hóa

Các nghiên cứu chứng tỏ rằng, đá núi lửa chưa bị phong hóa thường thể hiện tình trạng mất cân bằng phóng xạ giữa các đồng vị sống dài trong dãy urani. Điều này được giải thích rằng: trên một thang thời gian 100 nghìn năm urani dễ dịch chuyển qua các lỗ trống và kẽ nứt cỡ micromet hơn là thori. Nền đá xét về tổng thể là ở trong trạng thái cân bằng phóng xạ, nhưng các mẫu đơn lẻ có thể ở trong trạng

thái mất cân bằng phóng xạ. Tuy nhiên trong một vài trường hợp, đá - như một hệ tổng thể, sẽ có hàm lượng phóng xạ 230Th vượt trội hơn 238U, mà điều này chứng tỏ rằng urani bị chiết khỏi pha rắn và đi vào hệ thống nước ngầm nhanh hơn tốc độ phân rã 230Th [74].

1.3.3.2 Sự mất cân bằng trong đất

Trong các loại đất mà tại đó chiết lọc do nước đóng vai trò quan trọng, nguyên nhân chính dẫn đến mất cân bằng phóng xạ là do urani bị mất nhiều hơn thori và các

đồng vị ít linh động khác. Trong các loại đất oxy hóa thì radi cũng ít linh động. Dưới các điều kiện khử, như các vùng đầm lầy, urani ít linh động hơn radi và mất cân bằng cũng sẽ diễn ra. Các tác nhân hóa học là hết sức quan trọng trong việc gây ra sự mất cân bằng phóng xạ trong các dãy phóng xạ tự nhiên [74].

Trong các loại đất mà sự chiết lọc diễn ra không mạnh, sự mất mát các thành phần linh động sẽ không chiếm ưu thế và các yếu tố khác như mất do hiệu ứng giật lùi của hạt nhân khi phát hạt anpha có thể trở nên có ý nghĩa. Khi đó, tỷ số hoạt độ 234U/238U sẽ lệch khỏi 1 ở một mức độ nào đó ở trong cả pha rắn lẫn pha nước. Sự thiếu hụt con cháu phía sau trong dãy phóng xạ có thể đáng kể hơn các đồng vị kể trên vì sự phân rã anpha liên tiếp của các đồng vị này [42,74].

Urani có xu hướng tích lũy trong đất ở một mức độ nào đó vì bị hấp phụ trên bề mặt sét, cũng như sự tập trung của nó trong các khoáng bền còn lại sau quá trình phong hóa. Tuy nhiên, vì khả năng tan tốt của nó trong nước ngầm oxy hóa, một phần lớn urani trở nên linh động và bị rửa trôi dưới dạng các ion phức hòa tan. Độ linh động tương đối trong dãy urani sắp xếp theo thứ tự sau: 234U > 238U > 230Th. Cả hai đồng vị urani có độ linh động hóa học lớn hơn thori và 234U linh động hơn 238U vì hiệu ứng giật lùi [42].

Thori ít tan có xu hướng tích lũy trong regolit cùng với các nguyên tố bền và các nguyên tố thủy phân có độ phổ cập lớn hơn như titan và sắt [54,74].

1.3.4 Sự mất cân bằng phóng xạ trong trầm tích

1.3.4.1 Trầm tích sông

Các tính toán cân bằng khối lượng chứng tỏ rằng, hầu hết urani vận chuyển từ sông ra biển dưới dạng chất hạt chứ không phải dạng dung dịch. Các nghiên cứu chứng tỏ rằng, tỷ số hoạt độ và hàm lượng của các nguyên tố dãy urani trong trầm tích sông phản ánh bản chất có trong đất: tỷ số 230Th/234U có giá trị trung bình trong khoảng 1,2 - 1,6 và 234U/238U nằm trong khoảng 0,85 - 1,0. Phù sa sông thường có tỷ số hoạt độ urani tương tự với nước sông vì có sự trao đổi và cân bằng. Các nghiên cứu cũng chứng tỏ rằng có sự tương quan giữa 230Th và 232Th trong phù sa của sông. Điều này khẳng định rằng hai đồng vị thori thể hiện giống nhau trong quá trình phong hóa [54,74].

1.3.4.2 Trầm tích biển

a) Các đồng vị urani

Trong nước biển, sự khử urani từ U6+ về U4+ là cơ chế chính để urani bị lôi khỏi dung dịch. Với hàm lượng trung bình của urani trong nước biển khoảng 3,3 g/l và thời gian lưu của nó 3 x 105 năm, giá trị trung bình thông lượng rơi lắng urani trên đáy biển là 1,5 x 1010 g/năm, tức là khoảng 1,05 x 1013 nguyên tử/cm2/năm. Nhiều nghiên cứu đã chứng tỏ rằng, trầm tích không tạo thành hệ kín đối với urani. Sự thiếu hụt 234U dọc theo độ sâu trầm tích được giải thích là do 234U di chuyển từ trầm tích vào nước. Khi 238U phân rã anpha thì 234Th bị giật lùi và rơi vào các bọng nước trong tinh thể, dẫn đến đồng vị con của nó là 234U sẽ đi vào môi trường nước [48,67].

b) Các đồng vị thori và 231Pa

Các đồng vị trong nhóm này dễ phản ứng với các hạt và vì vậy có thời gian lưu rất ngắn trong nước biển. Không giống như urani, các đồng vị thori đi vào trầm tích biển theo một số con đường địa hóa khác nhau. 232Th chủ yếu lắng xuống đáy như là một phần liên kết của các vật vụn đến từ lục địa. Đối với các đồng vị khác của thori và 231Pa, nguồn gốc chính của chúng trong trầm tích là do phân rã phóng xạ. 234Th (T1/2 = 24,1 ngày), 230Th (T1/2 = 75.200 năm) và 231Pa (T1/2 = 34.300 năm)

được sinh ra do phân rã của 238U, 234U và 235U trong nước biển. Các đồng vị này

được coi là không linh động trong trầm tích. Phân bố của chúng theo độ sâu trầm tích được quyết định bởi quá trình trầm tích và quá trình phân bố lại trầm tích như nén chặt, xói mòn, xáo trộn sinh học, v.v... [48].

c) Các đồng vị radi

Trong 4 đồng vị rađi, chỉ có 2 đồng vị được để ý tới là 226Ra (T1/2 = 1600 năm) và 228Ra (T1/2 = 5,57 năm). Hàm lượng trung bình 226Ra trong đại dương là khoảng 0,2 dpm/l. Bởi vì đồng vị 230Th gần như bị lấy cạn kiệt khỏi cột nước, 226Ra phải được lấy từ trầm tích do phân rã của 230Th. 228Ra được sinh ra từ 232Th trong trầm tích và khuếch tán vào nước biển. Các con sông cũng là một nguồn cung cấp 228Ra

quan trọng [48,53].

1.4 Chu trình xói mòn trong tự nhiên

Trong tự nhiên 3 thành phần môi trường là đá, đất và trầm tích liên kết với nhau trong chu trình xói mòn. Sơ đồ biểu diễn sự liên kết này được đưa ra trong Hình 1.3. Cơ chế đầu tiên của xói mòn là sự phong hóa mà trong đó các quá trình hóa học và cơ học tác động làm khối đá vỡ vụn. Sản phẩm còn lại của sự phong hóa đá là đất. Quá trình hình thành đất trồng trọt như ngày nay là một quá trình phức tạp nhưng