Геохімія

91

Врешті-решт парні магічні ядра атомів виявляються найстійкішими, а тому й найпоширенішими: O і Pb - в земній корі серед, відповідно, легких і важких елементів, а He - дуже поширений в космосі.

Таблиця 2.4– Розподіл електронів в різних шарах атомів (n – головне квантове число, макс.кільк. електронів в кожному шарі =2n2)

91

92

3.6. Розповсюдженість хімічних елементів в земній корі. Кларки елементів та

методи їх визначення.

Таблиця 1 – Середні вмісти хімічних елементів в грунтах (P), океанічних (S) та річкових (R) водах, в атмосфері (A) і ноосфері

(N)

92

93

Примітки: P - середній вміст хімічних елементів в грунтах за О.П.Виноградовим (1965); S - середній вміст хімічних елементів в океанічній воді за White, W.M. (2001); R - середній вміст хімічних елементів в річковій воді за White, W.M. (2001); А - кларк атмосфери за Meson (1966) та Bowen (1966); N- середній вміст елементів в ноосфері (за М.Ф.Глазовським, 1987) все у % маси.

Таблиця 2 – Біофільність, біогенність та біогенна контрастність хімічних елементів, їх середній вміст в живій речовині і золі рослин

Примітки:

93

94

W – кларк верхньої частини континентальної кори (у % маси) за Wedepohl, K. H. (1995); KЖР - середній вміст хімічних елементів (у % маси) в

живій речовині за О.П.Виноградовим з доповненнями В.В.Добровольського та О.І.Перельмана (1999); ККЖР – біофільність елементу (кларк концентрації в живій речовині); КЗР - фоновий вміст хімічних елементів (у % маси) в золі рослин за О.І.Перельманом та М.С.Касимовим (1999); БЗ -

загальна біогенність (БЗ= КЗР/W); КЗКР max – максимальний вміст хімічних елементів (у % маси) в золі рослин континентів за О.І.Перельманом (1975);

БС – максимальна спеціальна біогенність (БС= КЗКР max/W);

4.7. Ізотопи та радіоактивність.

Масове вивчення ізотопів в геохімії розпочалось після винайдення мас-спектрометру. В результаті сформувався окремий напрямок досліджень - ізотопної геохімії - завданнями якого є: визначення вік порід і геологічних тіл, визначення міри фракціонування речовини та ідентифікація її джерел (зокрема джерел магми), з’ясування ступеню взаємодії порід з природними водами, геотермометрія, тощо.

Область досліджень в ізотопній геохімії розпадається на 2 частини: одна охоплює радіоактивні ізотопи і продукти їх розпаду, а друга - стабільні ізотопи.

В цих 2 частинах, розподіл на які певною мірою обумовлений історичними причинами, суттєво відрізняються головні принципи:

-в одному випадку це інтерпретація поширеності ізотопів на основі даних про швидкість розпаду;

-в іншому - за співвідношеннями поширеності ізотопів вивчається фракціонування ізотопів в природних процесах.

Звісно, існують області де ці 2 типи досліджень перекриваються (зокрема, змішування речовини в природі).

РАДІОАКТИВНІ ІЗОТОПИ

Вступ

Геохімія радіогенних ізотопів мала величезний вплив на геологічну думку у 20 сторіччі, хоча власне її історія почалась ще в другій половині дев’ятнадцятого століття. Саме тоді лорд Кельвін (який вніс великий вклад в розвиток фізики і термодинаміки у 19 сторіччі), грунтуючись на припущенні про формування енергетики Сонця за рахунок гравітаційного колапсу, оцінив вік Сонячної системи як близький до 100 мільйонів років. У 1897 він переглянув цю оцінку, зменшивши вік до діапазону 20-40 мільйонів років. Роком раніше, інший англієць, Джон Джоллі (John Jolly), виходячи з тривалості часу необхідного для нагромадження в океанах запасів солей, оцінив вік Землі в 100 мільйонів років. Найбільше сумнівів щодо достовірності виправленої Кельвіном оцінки віку Землі було серед геологів, які відчували що Земля значно старша, однак не мали жодних кількісних даних для підтвердження своєї точки зору. А в цей же час (1896, Henri Becquerel, Франція), хоча тоді ніхто цього й не усвідомлював, був знайдений ключ до вирішення проблеми, була відкрита радіоактивність. І всього лиш через 11 років американський хімік Bertram Boltwood вже опублікував перші дані щодо “радіометричного віку". Він визначив концентрації свинцю в трьох зразках ураніту (уранової руди), і зробив висновок про їх утворення в часовому інтервалі від 410 до 535 мільйона років тому. Тим часом, Джоллі також вивчав можливості використання радіоактивності в геології і опублікував (1908) працю, яку ми могли б назвати першою книжкою з геохімії ізотопів. Після заспокоєння цілком зрозумілих дебатів значно старший (ніж вважалося раніше) вік Землі став очевидним.

Хоча геологи мали б бути задоволеними цією перемогою, вони, однак, переважно залишились скептиками щодо радіометричних визначень віку. Одним з винятків був Arthur Holmes, який в 1913 оцінив вік найдавніших порід в щонайменше 1600 мільйон років (Holmes був винятком також в його підтримці гіпотези континентального дрейфу Alfred Wegener’s). Багатьом же геологам так само не подобався вік Землі за Holmes’s, як раніше сприймався вік землі за Kelvin’s.

94

95

До кінця 2 Світової Війни, вимірювання співвідношень ізотопів було винятковою прерогативою фізиків. В цей період вирізняється постать Alfred Nier, який визначив ізотопні склади багатьох елементів і зробив перші оцінки геологічної часової шкали, які грунтувалися швидше на співвідношеннях ізотопів, ніж на поширеності елементів. До речі, саме з проекту Nier’s (1940), беруть початок сучасні високоточні масспектрометри. Після 2 Світової війни, мас-спектрометри почали з’являтися в геологічних лабораторіях. Велика кількість цих лабораторій була обладнана колишніми студентами і колегами Nier або Harold Urey з Чіказького університету. В результаті, геохімія ізотопу розширила сферу свого застосування далеко за межі геохронології, і нині застосовується майже в кожній галузі наук про Землю.

І справді, окрім забезпечення ізотопних датувань, радіоактивний розпад є важливим і завдяки тому, що він продукує природні мічені атоми, які маркують геологічні процеси, а також тому, що він надає інформацію щодо моделей та шляхів геологічного розвитку. Щоб зрозуміти перший пункт, згадайте біологів, які, для з’ясування питань про використання організмами тих чи інших речовин (наприклад фосфору), вводить до складу корму невелику кількість радіоактивного фосфору. В результаті, він має можливість прослідкувати поведінку фосфору в метаболічних процесах. У принципі, такий підхід можна застосувати і до Землі, додаючи ті чи інші ізотопи до води океану, річкової води тощо. На практиці, однак, навіть планування таких експериментів є абсурдом. Нам було б потрібно надто багато радіоактивних ізотопів: розмірність шкал відстані та маси є аж надто великими для експерименту такого роду. Навіть якщо б ми могли задіяти необхідну кількість радіоактивних ізотопів, ми чисто фізично не чекати той час який необхідний для здійснення експерименту: швидкості геологічних процесів дуже малі.

Природа, однак, забезпечила дослідників природними індикаторами у вигляді радіогенних ізотопів, які є продуктами природної радіоактивності, і ці індикатори мігрують Землею з її початку. Наприклад, глибинний матеріал з океанічної кори має інше співвідношення 87Sr до 86Sr, ніж мантійний, так що ми можемо використовувати співвідношення 87Sr/86Sr для визначення мантійного чи корового походження матеріалу. Аналогічно, вода Атлантичного океану має нижче співвідношення 143Nd/144Nd, ніж вода Тихого океану, тому ми можемо простежувати потік глибинних вод Північної Атлантичної в Тихий океан (використовуючи співвідношення 143Nd/144Nd.

Щоб зрозуміти другу пункт, розгляньмо континентальну кору, яка має багато вище співвідношення Rb до Sr, ніж мантія. За минулий час це обумовило вищі відношення 87Sr, як продукції радіоактивного розпаду 87Rb, до 86Sr в корі ніж в мантії. Однак, 87Sr/86Sr співвідношення в породах кори нижче, ніж повинно було б бути при радіоактивному розпаді впродовж 4500 мільйонів років, сучасне відношення Rb/Sr. Звідси ми можемо зробити висновок, що тоді (4500 мільйонів років тому) кора не існувала, або, щонайменше, не мала теперішнього складу. Вірогідно, мантія мала вище співвідношення Rb/Sr в минулому. Від цих простих спостережень ми можемо зробити висновок, що кора розвивалась із мантії. З більшою кількістю спостережень ми зможемо використовувати співвідношення ізотопів для оцінки швидкості розвитку кори.

Два основні припущення включаються фактично у всі галузі геологічного використання радіогенних співвідношень ізотопу:

(1)швидкість радіоактивного розпаду незалежна від всіх зовнішніх впливів, наприклад температури, тиску, тощо.

(2)два ізотопи одного й того ж елементу є хімічно однаковими, і, таким чином, хімічні процеси не можуть змінити, або фракціонувати, співвідношення двох ізотопів того самого елементу. Ніхто цих припущень не сприймає як абсолютні. Проте, всі наявні дані показують що відхилення від цих 2 умов є дуже незначними.

Радіоактивність – спонтанний (незалежний від тиску, температури, окисно-відновних,

кислотно-лужних та інших умов) процес розпаду ядер з випусканням однієї або кількох часток. Атомні ядра, для яких характерний такий розпад називаються радіоактивними, а інші – стабільними.

Активність розпаду (А) – визначається вірогідністю ( ) розпаду N ядер за одиницю часу

А = N = - dN/dt ;

знак “–“ вказує на те що з плином часу кількість радіоактивних ядер зменшується.

95

96

Активність традиційно вимірювалась в кюрі (Ки) – 3,7 1010 с-1 (спонтанних переходів в секунду) та резерфордах (Рд) - 1 106 с-1. Згідно системи СІ правильним є визначення активності нукліду в джерелі радіоактивного випромінювання в бекерелях (Бк).

1 Бк відповідає активності радіонукліду в джерелі в якому за час 1 с відбувається 1 спонтанний перехід з певного ядерно-енергетичного стану нукліду. (для перерахунків 1 Ки = 3,7 104 Рд = 3,7 1010 Бк)

5.1 Розпад збуджених і нестійких ядер

Так само, як атом може існувати в будь-якому ряді збуджених станів, так само ядро може перебувати в широкому наборі дискретних, проквантованих, збуджених станів ядра. Поведінка ядер в перетворені до більш стійких станів певною мірою подібна до перетворення атомів від збудженого до більш стійкого стану, але є деякі важливівідмінності.

1)набагато більша відмінність енергетичних рівнів;

2)тривалість часу перебування ядра в збудженому стані – від 10-4 секунди до 1011 років, тоді як час перебування в збудженому стані атому зазвичай близький до 10-8 секунди;

3)збуджені атоми випускають фотони, а збуджені ядра можуть випустити крім фотонів і інші частки.

Фотон, який випускається при розпаді нестійких ядер, іменується гамма-променем. Ядерні реакції повинні підпадати під дію загальних законів фізики – збереження імпульсу (інерції), збереження маси і енергії, збереження спіну тощо, а також збереження ядерних часток. Крім розпаду збудженого ядра до більш стійкого стану, для нестійких ядер можливий і розпад, завдяки емісії чи приєднанню часток з ненульовою масою, до цілком відмінного ядра.

Ядерний розпад відбувається з швидкістю, яка відповідає закону радіоактивного розпаду. Цікаво, що швидкість розпаду залежить лише від природи та енергетичного стану нукліду. Вона не залежить від минулої історії ядра і, по суті, незалежна від зовнішніх впливів, таких як, наприклад, температура, тиск тощо. Однією з особливостей є неможливість передбачення часу розпаду конкретного ядра. Можливо лише передбачити ймовірність розпаду в даному інтервалі часу. Ймовірність розпаду ядра в деякому безкінечно малому інтервалі часу, dt, є , як зазвичай позначають постійну розпаду (розмірність – років-1). Ймовірність розпаду деякої кількості ядер N за проміжок часу dt дорівнює N. Таким чином, швидкість розпаду N нуклідів можна оцінити за формулою:

Знак “-” просто вказує на зменшення кількості N з часом. Рівняння 8.4 є основоположним законом, і його іменують Основним Рівнянням Радіоактивного Розпаду. Це рівняння за значенням подібне до рівняння рівноваги хімічних реакції, а , за значенням, відповідає константі рівноваги реакцій, з тією відмінністю що постійна розпаду не залежить від всіх інших чинників.

Радіоактивний процес є статистичним, тому період напіврозпаду (яким звичайно характеризують радіоактивні елементи) є справедливим для великої кількості розпадів. Періоди напіврозпаду відомих радіоактивних елементів складають від 10-9 до 1022 років. При цьому цей інтервал визначається нинішніми технічними можливостями, тож можливо що елементи, які ми нині відносимо до стабільних, врешті виявляться радіоактивними з великим періодом розпаду – і тоді підтвердяться слова Вернадського “бренность есть свойство всех элементов”. Адже по сьогодні нема пояснень причин радіоактивності – нестабільність, енергетична невигідність певних ізотопів з відповідними кількостями і співвідношеннями нейтронів і протонів відома, але чому, наприклад,

96

97

ядро атому 92146U238 має період піврозпаду саме 4,47 109 років, що змушує його розпадатися після мільярдів років існування?

5.1.1 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, , пов’язана з різницею енергій рівнянням:

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

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

5.1.2 Альфа-розпад

Альфа-частка є просто ядром гелію. Оскільки ядро гелію особливо стійке, то було б не дивним, якби така група часток існувала всередині батьківського ядра перед -розпадом. Емісія альфачастки зменшує масу ядра на масу ядра гелію плюс масовий еквівалент енергії, що витрачається під час розпаду. Витрачена енергія включає:

-кінетичну енергію альфа-частки (постійна для будь-якого даного розпаду);

-кінетичну енергію залишкового ядра (згідно закону збереження імпульсу, на залишкове ядро поширюється ефект віддачі від реакції розпаду);

-енергію будь-якого випущеного гамма-променю.

ZXA Z-2XA-4+ 2He4 +

Випуск -частки є достатньо складним процесом, оскільки вона (частка) повинна подолати дуже суттєвий енергетичний бар’єр, який є комбінацію сильної взаємодії і електростатичного відштовхування. Наприклад, ядрами 238U повинні випромінюватись -частки з енергіями дещо нижче 8 Мев. Однак, при розпаданні 238Uпоявляється -частка з енергією лише близько 4 МеВ. Це є прикладом прояву тунельного квантового механічного ефекту, який можна пояснити наступним чином. Квантова механіка вважає що ми ніколи не можемо точно знати місце знаходження -частки (або будь-якої іншої частки), ми знаємо тільки вірогідність її існування в специфічному місці. Ця ймовірність визначається квадратом хвилевої функції частки, . Хоча ця хвиля різко згасає при проходженні потенціального енергетичного бар’єру енергії, вона все ж має малу, але не рівну 0 амплітуду за межами ядра, отож є мала, але не рівна нулю, ймовірність випуску -частки яка розміщувалась поза ядром. Будь-що, що може відбутися, зрештою

відбудеться і рано чи пізно альфачастка покине ядро.

Дочірнє ядро може спочатку перебувати в збудженому стані, з якого здійснює перехід до основного стану завдяки гамма-розпаду. Енергетика такого процесу проілюстрована на Рис.5.1.

Рисунок 5.1 – Діаграма ядерних енергетичних рівнів альфа-розпаду 212Bi до

97

98

208Tl і переходу останнього із збудженого в основний стан (гамма-розпаду).

Альфа-розпад Альфи відбувається в ядрах з масами вищими за максимумом на кривій питомої енергії зв’язку, тобто за 56Fe. Цілком можливо, всі такі ядра є нестійкими і здатним на альфарозпад, але періоди піврозпаду більшості з них дуже великі.

5.1.3 Бета-розпад

Бета-розпад є процесом, при якому змінюється заряд (кількість протонів) ядра, але не кількість нуклонів загалом (масове число). Якщо б ми до графіку співвідношення кількості протонів і нейтронів в стабільних ядрах додали б третій вимір, на якому б відобразили енергію ядра, то ми б побачили, що стійкі ядра розміщуються в енергетичних мінімумах. Альфа-розпад пересуває ядро вниз по осі графіку, а бета-розпад бети зміщує ядро в напрямку до графіку. Бета-розпад завершується емісією електрону або позитрону (позитивно заряджений електрон), залежно від того, з якої сторони від осі знаходиться батьківське ядро.

На рисунку 5.2 показана будова 3 ядер які є ізобарами з масовим числом 12. З того що нам відомо про структуру ядра ми можемо передбачити, що найстійкішим з цих ядер є 12C, оскільки лише в ньому відбувається компенсація спінів і нейтронів і протонів. І це справді так: 12B розпадається до 12C з утворенням і емісією частки -, а також перетворенням нейтрону в протон. 12N розпадається з утворенням і емісією + і перетворенням протону в

нейтрон.

Рисунок 5.2 Енергетичні рівні зайняті протонами і нейтронами в ядрах 12B, 12C і 12N.

Відкриття бета-розпаду поставило перед фізиками низку проблем. При розпаді ядер необхідною умовою є збереження обертального моменту. Спін

(обертальний момент) ядра 12C, так само як і ядер 12B і 12N, є цілим числом, а спін -частки (електрону або позитрону) складає 1/2 одиниці. Відповідно, розпад має призводити до втрати 1/2 одиниці спіну.

Кардинально інше вирішення було запропоноване Енріко Фермі (Enrico Fermi *), який припустив, що одночасно, для збереження орбітального моменту, випромінюється ще одна, безінерційна (тобто вона не має маси) частка, з спіном 1/2 одиниці, яка називається нейтрино. (Має чи не має маси нейтрино в дійсності є великою проблемою. Якщо маса, нехай і надзвичайно мала, все ж є, то сумарна маса нейтрино у Всесвіті буде дуже великою, а це, фактично, свідчить про невідповідність істині всіх моделей Всесвіту. Самі останні дослідження і експерименти показали, що маса нейтрино повинна бути надзвичайно бути малою, і вірогідно, що воно безінерційне). Існування нейтрино необхідне також для збереження балансу енергії. Кінетичні енергії альфа-часток дискретні, роз’єднані. На відміну від альфа-часток, значення кінетичних енергій яких є дискретними величинами, кінетична енергія бета часток утворює спектр, максимумом якого є характеристичним параметром для даного розпаду. Так як баланс енергій повинен бути дотриманий і повна енергія, яка виділяється при будь-якому випадку розпаду, повинна бути одна й та ж, очевидно, що певну частка енергії припадає на нейтрино. Конкретний розподіл енергії між бетою і нейтрино є випадковим: його не можна передбачити в ізольованому випадку, хоча встановлений статистичний розподіл енергій, середнє значення яких відповідає 1/3 від максимальної енергії бета-часток (максимум енергетичного спектр бета-випромінювання відповідає випадку коли бета несе всю енергію).

(*) Enrico Fermi (1901-1954) мав був одночасно видатним теоретиком і видатним експериментатором. Він вніс величезний вклад в розвиток квантової та ядерної фізики, отримав у 1938 році Нобелівську премію. Цікаво, що журнал “Природа” (“Nature”) відхилив статтю, в якій Фермі зробив цю пропозицію!

98

Бета-розпад відбувається за рахунок сил слабкої ядерної взаємодії. Слабкі взаємодії перетворюють нейтральну частку в заряджену і навпаки. Вважають, що і сила слабкої взаємодії і електромагнітна сила є просто проявами однієї сили, яка обумовлює всі взаємодії пов’язані з зарядом (в тому ж сенсі, що електричні і магнітні сили є проявами електромагнетизму), названої електрослабкою (electroweak). При позитронному розпаді, наприклад протон, позбавляючись одиниці заряду, перетворюється в нейтрон, випускаючи при цьому одночасно позитрон і нейтрино (вони взаємопов’язані, час існування -активних ядер оцінюється приблизно в 103 с). Цей процес відбувається через проміжні частки W+ таким же чином, що й і електромагнітні процеси, для яких посередником є фотон. Фотон, піон і частки W є члени класу часток які називають бозонами, часток які забезпечують зв’язок між основними складовими процесів. При цьому W-частки і піони, на відміну від фотонів, мають масу інерції.

5.1.4 Захоплення електрону

Іншим типом реакції є захоплення електрону. Це відмінний різновид бета-розпаду, ефект якого приблизно ідентичний позитронному бета-розпаду. Цікавим є те, що в даному випадку електрон додається до ядра яке розпадається, в результаті чого маса новоутвореного ядра менша ніж у батьківського! Різниця мас витрачається на енергію нейтрино та, в деяких випадках, гаммаквантів. В деяких випадках, ядро може розпадатися або захопленням електрону, або з емісією позитрону чи електрону. Наприклад: при розпаді 40K, може відбутися позитронний розпад або захоплення електрону, в результаті чого утвориться 40Ar, або – електронний розпад, що призведе до утворення 40Ca. Ми вже з’ясовували (Приклад 8.1 Вайта), що 50V менш стійкий, ніж його 2 ізобари: 50Cr і 50Ti. Фактично це означає, що атом 50V зрештою розпадеться або до атому 50Cr (електронний розпад) або до 50Ti (захоплення електрону). Період напіврозпаду в даному випадку 1,4 1017 років, так що розпад будь-якого окремого атому 50V є достатньо неймовірним.

Електронний розпад і захоплення електрону часто залишають дочірнє ядро в збудженому стані. В такому випадку, це призведе (і зазвичай дуже швидко) до розпаду з випуском гамма-квантів. Таким чином, гамма-промені є звичайним супутником бета-розпаду. Зміни в ядрі вимагають певних змін (переміщень) на електронних орбітах, які супроводжуються випусканням рентгенівських променів (джерелом в даному випадку є електрони на внутрішніх орбітах).

5.1.5 Безпосереднє (спонтанне) розщеплення

Розщеплення є процесом при якому ядро фактично розколюється на два (або більше) важкі дочірні ядра. В природі такі процеси є дуже рідкісними, вони відбуваються тільки в найважчих ядрах, 238U, 235U, і 232Th (найбільш вірогідно це для 238U). Таке специфічне явище, можливо, краще пояснювати за допомогою моделі краплі рідини, а не оболонковою. У моделі краплі рідини поверхневе напруження намагається мінімізувати зовнішню область, в той час, як кулонівська енергія відштовхування спрямована на збільшення об’єму (і зовнішньої поверхні) ядра. Форма ядра може настільки змінитися (деформуватися) під дією 90 чи більше протонів, що поверхнева енергія не зможе відновити форму, і спрямованість до мінімізації поверхневої енергії буде реалізована шляхом поділу ядра. Оскільки існує тенденція збільшення співвідношення N/Z (для забезпечення стійкості ядра при великій кількості нуклонів), батьківське ядро збагачене нейтронами. При розчепленні ядра утворюються нестійкі багаті нейтронами дочірні ядерні фрагменти (з зарядами від 30 - Zn до 65 - Tb) та вільні нейтрони. Дочірні ядра негайно продовжать розпад (емісія електронів, з перетворенням нейтронів на протони), і будуть розпадатися до того моменту коли буде досягнуте енергетично стабільне співвідношення між протонами і нейтронами (одним із звичайних продуктів поділу урану є ксенон). Саме ця тенденція до вироблення нестійких продуктів розпаду робить такими небезпечними (з погляду радіоактивного

99

100

випромінювання) реакції розщеплення в бомбах і ядерних реакторах (активність продуктів розпаду значно вища ніж безпосереднє випромінювання при розчепленні).

Деякі нестійкі і збуджені важкі ядра особливо схильні до розщеплення. Важливим прикладом є 236U. Уявіть собі матеріал багатий на U. Коли один атом 238U зазнає розщеплення, деякі звільнені нейтрони захоплюються ядрами 235U і утворюються збуджені ядра 236U. Ці ядра 236U потім розщеплюються і продукують більшу кількість нейтронів, і так далі. Така, ланцюгова, реакція є основною для ядерних реакторів і бомб (в дійсності, щоправда, тепер частіше використовують деякі інші ядра, наприклад Pu).

На щастя, концентрація U в природі не настільки висока щоб забезпечити подібні реакції. Але, хоча б одного разу, подібна концентрація елементів була утворена. Загально відомим є феномен природного ядерного реактора в Окло (Oklo - уранове родовище в Габоні, західна Африка). За існуючими даними тут близько 2 млрд. років тому почалась природна ланцюгова ядерна реакція, яка продовжувалась з різною інтенсивністю близько 500 тисяч років. В результаті на 50% зменшилась кількість 92U235 (на всіх відомих уранових родовищах співвідношення 92U238:92U235 є стабільним). За деякими оцінками тут "вигоріло" близько 500 кг 92U235. Тут же знайдено й продукти ланцюгової реакції - ізотопи Xe, Nd, Sm, Ru.

Індивідуальні реакції розщеплення менш рідкісні. Коли розщеплення відбувається виробляється певна кількість кінетичної енергії, і утворені фрагменти розлітаються в прямому значенні цього слова. Ці фрагменти пошкоджують структуру кристалів, через які проходять, залишаючи сліди, які можна краще бачити при протравленні. Це явище є основою запізнілого трекового датування.

Природне розщеплення також може спровокувати зміни поширеності ізотопів дочірніх елементів. Хоча, на загал, кількість утворених в результаті розчеплення ізотопів настільки мала відносно загальної кількості елементів в Землі, що зміни ізотопного складу дуже малі. Важливим

винятком є ксенон, чий ізотопний склад може дещо змінитися завдяки розщепленню U і щезлого нині 244Pu.

Природних довго живучих ізотопів відомо близько 20, найважливішими (за розповсюдженістю в

земній корі) з них є: 37Rb87, 90Th232 (T1/2 = 1,4 1010 років), 92U238 (T1/2 = 4,47 109 років), 19K40 (T1/2 = 1,28 109 років), 92U235 (T1/2 = 7,07 108 років).

За час існування Землі кількість радіоактивних ізотопів суттєво зменшилась (19K40 – в 12 разів, 92U235 – в 30 разів тощо).

92U235 , 92U238 , 90Th232 є представниками трьох рядів розпаду (актиноурану, урану і торію), кінцевими продуктами розпаду яких є (для всіх трьох) стабільні ізотопи:

Можливо що в минулому існував і четвертий ряд розпаду - ряд 93Np237 (T1/2 = 2,25*106 років). Якщо це дійсно так, то існуючий стабільний (T1/2 близько = 1018 років, альфа розпад до 81Tl205) ізотоп вісмуту 83Bi209 є кінцевим продуктом цього розпаду.

Проміжні продукти розпаду різноманітні і представлені переважно короткоживучими ізотопами. Наприклад, при розпаді 92U238 утворюються ізотопи Pa, Th, Ra, Rn, At, Bi і т.д.

Інші (не пов’язані з рядами розпаду актиноурану, урану та торію) радіоактивні ізотопи існують в мізерних кількостях. Розпадаються вони переважно шляхом електронного бета розпаду (за

100