Obecná mineralogie » Fyzikální krystalografie » Radioaktivita minerálů

Radioaktivita minerálů

Minerály, které obsahují radioaktivní prvky (resp. izotopy), jsou více či méně radioaktivní. Všechny izotopy prvků s atomovým číslem vyšším něž 83 ( 84Po, 86Rn, 88Ra, 89Ac, 90Th, 91Pa, 92U) jsou radioaktivní. Kromě toho mají některé prvky vedle stabilních izotopů i radioizotopy (3H, 10Be, 14C, 40K, 50V, 87Rb, 115In,138La, 142Ce, 144Nd, 147Sm, 152Gd, 174Hf, 176Lu, 180Ta, 180W, 187Re, 192Pt). Celkem je známo asi 50 přirozených radioaktivních izotopů (a asi 1000 umělých).

Podstata radioaktivity je probírána v rámci chemie a fyziky na středních školách, proto je zde uveden jen přehled některých důležitých radioaktivních izotopů v přírodě (tab. 5.2).

Tabulka 5.2: Přehled některých radioaktivních rozpadů v přírodě

rozpad

způsob rozpadu

poločas rozpadu (roků)

14C -> 14N

β

5730

40K -> 40Ca,40Ar

β , elektronový záchyt

1,25 . 109

87Rb -> 87Sr

β

4,88 . 109

147Sm -> 143Nd

α

1,06.1011

176Lu -> 176Hf

β

3,57 . 1010

187Re -> 187Os

β

4,23 . 1010

235U -> 207Pb

řada α a β rozpadů (tzv. aktiniová řada)

7,04 . 108

238U -> 206Pb

řada α a β rozpadů (tzv. uranová řada)

4,47 . 109

232Th -> 208Pb

řada α a β rozpadů (tzv. thoriová řada)

1,40 . 1010

 

α – rozpad:

AZX -> A–4Z–2Y + 42He

α –záření je proud heliových jader 42He2+

β – – rozpad:

AZX -> AZ+1Y + 0e– + ny'

β––záření je proud elektronů e– (ny' je antineutrino)

β + – rozpad:

AZX -> AZ–1Y + 0e+ + ny

β+–záření je proud pozitronů e+ (ny je neutrino)

elektronový (K) záchyt:

AZX + 0e– -> AZ–1Y + ny

(u těžších prvků je jistá, ne zcela mizivá pravděpodobnost, že elektron ze slupky K bude zachycen jádrem)

γ –záření je proud fotonů gama. Doprovází α nebo β rozpad.


Rozpadový zákon:

N = N0 . e–λt kde:

N je počet atomů radioaktivního izotopu v době t
N0 je výchozí počet radioaktivního izotopu
e je základ přirozených logaritmů (e = 2,71828…)
λ je rozpadová konstanta izotopu (roků–1)
t je čas, který uplynul od začátku rozpadu (roků)

Rozpadová konstanta λ je poměrná část původního množství mateřského izotopu, které se rozpadne za jednotku času (1 rok). Pro každý izotop je konstantní a nezávislá na vnějších podmínkách.

Poločas rozpadu je doba, za kterou se rozpadne právě polovina množství radioaktivního izotopu (obr. 5.50):

t = ln2/λ

kde: t je poločas rozpadu (roků)
λ je rozpadová konstanta
ln2 je přirozený logaritmu dvou

Radioaktivní prvky mohou tvořit vlastní minerály, nebo mohou být izomorfní příměsí v normálně neradioaktivních minerálech. Například zirkon ZrSiO4 může obsahovat vedle izomorfní příměsi Hf až 24 % U a Th, čímž se stává silně radioaktivním. Zvláště výrazná je izomorfie mezi U, Th a prvky vzácných zemin. Proto jsou často minerály prvků vzácných zemin zároveň zdrojem uranu a thoria a naopak. Minerály radioaktivních prvků vždy obsahují větší či menší množství produktů rozpadu radioaktivních izotopů (např. v uraninitu jsou vždy přítomny radiogenní izotopy olova i izotopy ležící mezi uranem a olovem v rozpadových řadách).

Záření radioaktivních minerálů má výrazný vliv na okolní minerály. Záření α , které se při některých rozpadech uvolňuje, způsobuje “rozbití” jejich struktury a zakalení minerálu v okolí kontaktu s radioaktivním minerálem. V mikroskopu potom pozorujeme tzv. pleochroické dvůrky (často např. kolem drobných krystalků zirkonu nebo allanitu zarostlých ve slídách, amfibolech, pyroxenech atd.).

Metamiktní minerály

Radioaktivní záření může v některých případech způsobit postupné rozbití struktury minerálu, v němž jsou radioaktivní prvky vázány (obr. 5.51). S destrukcí struktury se postupně mění i optické vlastnosti, hustota, tvrdost, štěpnost, barva, dochází k hydrataci atd., přičemž vnější tvar krystalu zůstane zachován. Výsledkem je amorfní pseudomorfóza po krystalickém minerálu. Takové minerály označujeme jako metamiktní. Žíháním metamiktních minerálů na vysokou teplotu lze obvykle dosáhnou jejich rekrystalizace.

Pro metamiktní minerály je charakteristický lasturnatý lom, smolný lesk a zakalená, obvykle žlutohnědá nebo hnědočerná barva. Příkladem metamiktního minerálu je allanit Ca(Ce,Y,Th)(Fe,Mg)Al2(SiO4)(Si2O7)O(OH) (metamiktizaci způsobuje přítomnost thoria), metamiktní jsou některé zirkony s vysokou izomorfní příměsí U a Th, dále některé titanity (příměs Th) a řada vzácnějších minerálů.

Význam radioaktivních minerálů

Teplo uvolňované při radioaktivních rozpadech se výrazně podílí na energetické bilanci Země a je tak důležitým “motorem” geologických procesů.

Radioaktivních rozpadů široce využívají geochronologické metody. Známe-li původní izotopické složení materiálu, rozpadovou konstantu (resp. poločas rozpadu) radioizotopu a jeho dnešní množství, je možno vypočítat dobu, která uběhla od počátku rozpadu (např. od vzniku minerálu či horniny). Na základě tohoto jednoduchého principu byla vypracována řada sofistikovaných metod, které umožňují nejen datovat geologické objekty, ale i uvažovat o původu geologických materiálů (např. korový vs. plášťový původ magmatu, mísení různých typů magmatu), o stáří metamorfózy atd. Přehled rozpadů, které tyto metody využívají, je uveden v tabulce 5.2.

Radioaktivní minerály jsou zdrojem nejen uranu a thoria, ale i dalších prvků, které vlastní minerály netvoří (např. Ra, Ac). Tyto prvky vznikají při radioaktivním rozpadu U a Th a jsou tak v malém množství přimíseny v jejich minerálech. O izomorfii uranu a thoria s jinými prvky, zvláště s prvky vzácných zemin, již byla zmínka. Nejdůležitější radioaktivní suroviny jsou: uraninit UO2, organické hmoty s vázaným uranem, coffinit USiO4, davidit (La,Ce)(Y,U)(Ti,Fe)20(O,OH)38, torbernit Cu(UO2)2(PO4)2 · 2H2O, carnotit K2(UO2)2(VO4)2 · 3H2O, monazit (Ce,La,Th)PO4, thorit ThSiO4.

další »»

Úvod do mineralogie © 2002 autoři