31. Радіоактивний розпад, як фактор, що контролює розподіл елементів.

Радіоактивність – спонтанний (не залежний від t,p) процес розпаду ядер з випусканням однієї або кількох часток. Основне рівняння радіоактивного розпаду:

A = l×N = -dN/dt, N- кількість радіоактивних ядер, l - постійна розпаду або вірогідність розпаду, А – активність розпаду, dN/dt – кількість ядер, які розкладаються за одиницю часу.

Гамма-розпад

Випромінювання гамма-квантів відбувається тоді, коли збуджене ядро розпадається для здійснення переходу до більш стійкого стану. Гамма-промінь є просто фотоном з високою енергією (тобто, електромагнітне випромінювання). Частота цього випромінювання, n, пов’язана з різницею енергій рівнянням:

h×n=Eu - El

де E_u і E_l є енергіями верхнього (збуджений) і нижнього (основний) станів, а h є постійною Планка. Відповідна ядерна реакція, враховуючи відсутність зміни масового числа, кількості протонів і нейтронів, записується так:

AZ* -> AZ+g

де Z - символ елемента, A - масове число, а символом g позначається гамма-промінь.

Альфа-розпад

Альфа-розпад – виштовхує з ядра альфа частки, тобто ядра атома гелію.

_ZX^{A ®} _Z-2X^A-4+ ₂He⁴ +g

Енергія ядра до розпаду і після розпаду відрізняється не тільки на еквівалентну енергію, але крім того на кінетичну енергію віддачі ядра (згідно з закону збереження імпульсу), гама-квантів.

Альфа-розпад характерний для елементів з масами вище 56 (⁵⁶Fe). Якщо менше 56 альфа-розпад не відбувається.

Бета-розпад

Бета-розпад є процесом, при якому змінюється заряд (кількість протонів) ядра, а масове число залишається не змінним. Бетта розпад – спосіб переходу ядра з більш збудженого в менш збуджений стан, втрата додаткової енергії.

Значення кінетичної енергії бетта часток не дискретне, на відміно від альфа часток.

Бетта розпад відбувається в 2-ох варіантах: а)випромінювання електрону; б)випромінювання позитрону.

	а)	n ® p + e- - ΰе (антинейтрино); ZXN® Z+1XN-1 + e- + ΰе
	б)	p ® n + e+ + νе (нейтрино); ZXN ® Z-1XN+1 + e+ + νе

Розпад відбувається переходом від 1-го елементу до іншого, зменшенням енергії.

Уран 238 – свинець 206, (8 альфа-часток, 6 бетта часток); уран 235 – свинець 207 (7, 5); торій 232 – свинець 208 (6,4); нептуній 237 – бісмут 209 (8,4). Вторинні радіоактивні ізотопи С 12, хлор 36, гелій 3, берилій 10, натрій 22, алюміній 26.

Розпад радіоактивних ізотопів призводить до зміни хімічного складу, вносить енергетичний внесок, виконує хімічну роботу.

32. Основні методологічні засади геохімії стабільних ізотопів

вивчення геохімії ізотопів дозволяє:

• визначати вік мінералів і порід (за співвідношеннями ізотопів U, Pb, K, Ar, C, Sr);

• встановлювати біогенне походження корисних копалин (ізотопи H, C, N, O, S);

• знаходити сліди процесів контамінації та гібридизму магматичних порід (ізотопи C);

• визначати джерела надходження мінеральної речовини.

Коливання ізотопного складу, які вивчаються ізотопною геохімією, обумовлені двома основними чинниками:

1. утворення ізотопів в процесі ядерних перетворень (перш за все - U, Pa, Ac, Ra, Rn, Po, Bi, Sm, Re, Lu, Rb, K, Pb, Os, Hf, Sr, Ca, Ar);

2. фракціонування ізотопів (перш за все H, B, C, N, O, S, Cl) в ході наступних геохімічних процесів: реакції ізотопного обміну; кінетичні процеси, в яких швидкість реакції залежить від ізотопного складу вихідних і кінцевих речовин; фізико-хімічні процеси: дифузія, випаровування - конденсація ( дистиляція), плавлення – кристалізація; біохімічні процеси.

Існує три загальні правила фракціонування ізотопів:

1. Відчутне фракціонування спостерігається для елементів з А£40 (тобто до кальцію) і, вірогідно, для селену (фракціонування ізотопів ⁷⁶Se і ⁸²Se має бути подібним із спостереженим для ізотопів сірки).

2. У елементів, які утворюють тверді, рідкі та газоподібні сполуки, важкі ізотопи зазвичай накопичуються в твердій фазі, а також в молекулах, де елементи знаходяться в найбільш окисленому стані.

3. В більшості біологічних систем легкі ізотопи звичайно накопичуються в продуктах реакції, наприклад фотосинтезу.

Для того щоб елемент використовувався в ізотопній геохімії він має задовольняти наступним вимогам: мала атомна маса; відмінність мас між ізотопами відносно велика (бажано понад 5%); формує ковалентні зв’язки; існує в більш ніж одній валентності, яка відповідає ступеню окиснення (C, N і S), або входить до складу великої кількості різноманітних сполук (O), або є важливою складовою частиною поширених природних твердих тіл та розчинів; поширеність рідкісного ізотопу є достатньо високою (бажано не менш як 0,1%) – для полегшення вивчення.

Застосування геохімії стабільних ізотопів дуже різноманітні: геотермометрія; ідентифікація процесів (одні рослини продукують вуглеводневі ланцюжки С₄, а інші - С₃. Для цих типів з’єднань характерне відмінне фракціонування ізотопів, а оскільки вони зберігаються в харчовому ланцюгу, то за ізотопним складом зкам’янілих решток можна робити певні висновки щодо раціону тварин); відстеження процесів (стабільні ізотопи як мічені атоми). Так, наприклад, ми можемо використовувати відношення ізотопів кисню в вулканічних породах для визначення – асимілювали вони матеріал земної кори чи ні (в корі інше співвідношення ізотопів ніж в мантії).