2. IRODALMI ÁTTEKINTÉS
2.2. Rádium elõfordulása a természetben
A 226Ra izotóp a 238U bomlási sor tagja. A 238U, mint primordiális eredetû radioaktív elem, viszonylag nagy mennyiségben fordul elõ a földkéregben. A 226Ra a legtöbb kõzetben megtalálható –általában az uránnal egyensúlyt tartó koncentrációban –, ha csak számos környezeti tényezõ, hidrogeológiai viszonyok vagy biológiai folyamatok meg nem bontják ezt az egyensúlyt.
becsülik. A rádium és az urán közt fennálló egyensúlyt feltételezve a 226Ra koncentrációját hasonló értéknek becsülik [5].
Néhány kõzet jellemzõ226Ra aktivitás-koncentrációja a 2. táblázatban látható.
2. táblázat
Néhány kõzet 226Ra aktivitás-koncentrációja [5]
Kõzettípus 226Ra aktivitás-koncentráció [Bq/kg]
vulkanikus kõzetek 48,1 - 136,9
meteorit 0,037
gránit 0,037 - 185
bazalt 11,1 - 48,1
agyagpala 14,8 - 2220
homokkõ 7,4 – 55,5
bitumenpala 629 - 1040
agyagkõ 55,5
A táblázatból jól látható, hogy a különbözõ típusú kõzetek esetében a rádiumtartalom eltérõ lehet, a 226Ra koncentráció a metamorf kõzetekben alacsonyabb, míg az üledékes kõzetek esetén jellemzõen magasabb értékkel bír. Ennek magyarázata, hogy a földkéreg számos különbözõ eredetû (vulkáni, üledékes és metamorf) kõzetet foglal magába különbözõ arányban. Ez az arány: 95% magmás, 4% pala / agyagpala, 0,68% homokkõ és 0,32% karbonátos kõzet.
2.2.2. Rádium a talajban
A természetes környezetben a kõzetek a klíma, a víz, a flóra és a fauna, stb.
állandó körfolyamatainak hatása alatt állnak, ennek eredménye a talajképzõdés. A keletkezett talaj típusa általában az anyakõzet tulajdonságaitól függ. E keletkezési folyamat közben a rádium aprószemcsés fázisba kerülhet, transzportálódhat, majd üledékként lerakódhat, valamint egy része beoldódhat a vizekbe, s azzal együtt elszállítódhat, míg ki nem rakódik újra biológiai vagy kémiai folyamatok útján. Normál területeken a talajbeli 226Ra koncentráció 3,7-125,8 Bq/kg között változik [5].
A rádium migrációja (vándorlása) a talajban nem jelentõs. Az, hogy mégis megfigyelhetõ valamilyen mértékû mozgás, az elsõsorban az antropogén hatásoknak köszönhetõ. Ezen kívül jelentõs még a talaj felszínközeli rétegeiben fellépõ másodlagos migrációs mechanizmus: a talaj mikro- és makro- faunájának keverõ tevékenysége.
A hosszú távú transzportmechanizmusban a diffúzió nem játszik szerepet, a fõ szerep az adszorpcióé. Általában az oldatban levõ, a talajfelületen adszorbeálódó és a talajrészecskékbe bejutott rádium között egyensúly áll fenn. Ha a kicserélhetõ rádiumtartalom kilúgozódik, akkor a már beépült rádium kidiffundál a felületre. A folyamat addig tart, amíg az egyensúly újra be nem áll.
A talajban a rádium a kalciumhoz, stronciumhoz, báriumhoz hasonlóan viselkedik, mozgásában ioncserélõ képessége is nagy szerepet játszik. A talajok ioncserélõ kapacitása változatos, s ez nagymértékben befolyásolja a rádium eloszlását.
A talaj típusától függõ rádiumeloszlás a 3. táblázatban látható.
3. táblázat
Különbözõ talajtípusokban megfigyelhetõ rádiumeloszlás [5]
Talajtípus 226Ra aktivitáskoncentráció [Bq/kg]
vörös agyag 7,4
homok 14,0
meszes talaj 3,7
podzol 33,3
szürke erdõtalaj 37,1
agyagos fekete erdõtalaj 29,6
barna erdõtalaj 29,6
világosbarna sivatagi talaj 70,3 - 126
Ugyanakkor az egyes talajtípusok rádiumtartalma a Föld különbözõ részein is különbözõ lehet, ez fõként a talajok heterogenitásának tudható be.
Ismerünk számos magas hátterû régiót, pl. India, Brazília, Franciaország, Irán és Új
-rádiumkoncentráció jelentõs mértékben eltér az elõzõekben bemutatottaktól. Például Nine (Új-Zéland) esetében ez az érték 6920 és 12400 Bq/kg között, míg Ramsar (Irán) esetében 740–37000 Bq/kg között változhat [5].
2.2.3. Rádium a felszíni vizekben
A felszíni vizek alapvetõ szerepet játszanak számos esszenciális és toxikus elem biogeokémiai körforgásában. Az uránbányák közelében található folyók szennyezõanyag-tartalmát nagy figyelemmel kísérik, hogy a lakosság sugárzásnak való kitettségét becsülhessék. Az így vizsgált vízfolyásokban szerte a világon a rádiumkoncentráció 0,8-300 mBq/dm3 érték között volt. A legtöbb folyóban a rádiumtartalom nem érte el a 37 mBq/dm3 értéket, azonban a bányák kutatási területeirõl eredõekben megközelítette az 1100 mBq/dm3-t is. Ezekben a vízfolyásokban szezonális változásokat nem észleltek. Bányászati tevékenységtõl mentes területeken a mért maximális érték 145 mBq/dm3, a minimálisérték pedig 37 mBq/dm3 volt [5].
A Föld teljes vízkészlete kb. 2 milliárd km3, ebbõl az óceánok statikus vízkészlete 1,33 milliárd km3. Az óceánok - a tengerekkel együtt - a teljes vízkészletnek kb. 97%-át teszi ki. Nem elhanyagolható tehát az óceánok és tengerek toxikus elemtartalmának vizsgálata.
Az óceánok „rádiumtérképének” elkészítése bonyolult, a szakértõk véleménye, mérési módszere gyakran eltérõ. Általánosan elmondható, hogy a méréseket a szerint különböztetik meg, hogy a mélyben vagy a felszínen történtek-e. Ez alapján az óceánokra vonatkozó mérési eredményeket a 4. táblázat tartalmazza:
4. táblázat
226Ra aktivitás-koncentráció az óceánokban [5]
226Ra aktivitás-koncentráció [mBq/ dm3] a mélység függvényében
Mindegyik óceán esetében megfigyelhetõ a koncentráció mélységgel való növekedése.
A felszíni vizekben a rádium migrációja természetes folyamatok során következik be, melyek a következõk:
diffúzió,
a rádium fizikai-kémiai formájának változása a víz összetételének, állapotának módosulása miatt,
a nem oldott állapotú rádium adszorpciója a vízben szuszpendált szilárd anyagokhoz és a fenék szedimentumához,
a szuszpendált szilárd anyagokról és a szedimentumból deszorpció és kicsapódás,
a rádium szedimentumba kerülése és onnan újra szuszpendálódása,
csapadékképzõdés a vízben,
biológiai felvétel és transzport.
2.2.4. Rádium a felszín alatti vizekben
A talajvizekbe a rádium természetes forrásokból - kõzetekkel, talajjal, érctelepekkel való érintkezéstõl -, illetve mesterséges forrásokból, például nukleáris fûtõanyagciklusban felhasznált U- és Th-tartalmú ásványok feldolgozásával kapcsolatos tevékenységek eredményeként kerülhet be. Továbbá figyelemreméltó mennyiségû rádium származhat egyéb forrásokból is, ilyenek, pl. a foszfátásványok (apatit), lignit, szén és egyéb olyan ércek, melyekben urán van jelen. Ezek rádiumtartalma szintén különbözõ lehet az eltérõ források, körülmények miatt.
A tároló kõzettõl függõen a 226Ra koncentrációja 0,7 és 1000 mBq/dm3 érték között mozog. Ettõl azonban eltérõ értékek is elõfordulhatnak, U-bányászati területen, pl. Texasban eléri a 6000 mBq/dm3 értéket is, de jegyeztek már ennél kiugróbb értékeket is [5].
A rádium kõzetekbõl történõ kioldódását az alábbi tényezõk befolyásolják:
az ásvány pórusai és kapillárisai mellett interszticiális helyzetben levõ rádiumatomok aránya,
a kapilláris fala (ahol a rádium jelentõs része található) és a kapilláris víztartalma közti adszorpciós egyensúly,
a rádium deszorpciója a kapilláris faláról és diffúziója a kapillárisból a víztartalom segítségével.
A rádiumkioldás bekövetkezhet különbözõ fizikai és kémiai folyamatok hatására.
A talajvíz mindig érintkezik kõzetekkel, amelyek különbözõ mértékben tartalmaznak uránt és tóriumot, azaz a rádium megjelenése a kõzetek urán- és tórium-tartalmából származik. Magas rádiumkoncentráció különösen a nagy sótartalmú vizekben fordul elõ, hiszen a rádium jól oldódó vegyületeket elsõsorban kloridos vizekben tud alkotni, ellenben más közegben adszorbeálódik, vagy kicsapódik.
Ugyanakkor a rádiumkimosódás a rádiumot tartalmazó ásvány típusától is függ: a rádium eloszlásától az ásványi szemcséken belül, a jelenlevõ törések gyakoriságától, valamint ezeken kívül számos más paraméter is kihathat a talajvíz és az ásványi szemcsék közti érintkezési helyre. Tehát magas rádiumtartalmú víz törést, repedést is jelezhet, hiszen a törött zóna egyfajta csatornaként szolgálhat: a mélyebb rétegekbõl a felszínre vezetheti a rádiumot tartalmazó vizet. Az ásványok módosulása, oldódása szintén eredményezheti a kioldódást.
A legtöbb alacsony sótartalmú víz csak rövid ideig érintkezik a kõzetekkel, ilyenkor a kémiai folyamatok nem számottevõek. A fizikai folyamatok, mint pl. a diffúzió, pedig nagyon lassúak. Az oldódást elõsegítõ hatás a Szilárd-Chalmer effektus, melynek lényege, hogy a radioaktív bomlás során keletkezõ leányelem atommagja a kisugárzott alfa-részecske távozása során az impulzus-megmaradás törvénye miatt visszalökõdést szenved. Ennek eredményeként a kõzet atomjai és a leányelem közti kötések fellazulnak, vagy fel is szakadhatnak. A gyengébb kötéssel kapcsolódó leányelem vízzel érintkezve könnyebben oldódik. Ez a hatás számos faktortól függ, úgy, mint a méret, anyaelemek eloszlása, ill. a pórusok kiterjedése a szemcsékben.
A rádium általában nem migrál (vándorol) nagy távolságra az érctestektõl, s kismértékû szóródási udvarokat hoz létre.
A rádium koncentrációja a talajban számos fizikai és kémiai folyamat által szabályozott, mint pl. adszorpció-deszorpció, filtrációs hatás, komplexképzés, csapadékképzési-feloldási reakciók és ásványmódosulás. Ezek a folyamatok függnek az összetételtõl, oxidációs állapottól, a talajvíz savasságától, hõmérséklettõl és a víztartó kõzetfelület természetétõl [5].
2.2.5. Rádium a növényekben
A kalciumhoz való hasonlósága miatt a rádium is bekerülhet a talajból a növényekbe. A növények rádiumfelvétele függ a talaj rádiumtartalmától és az adott növényfajta anyagcsere jellemzõitõl. Azokon a területeken, ahol a háttérsugárzás értéke alacsony, a szárazföldi növények rádiumtartalma is alacsony; magas hátterû területeken ellenben magasabb rádiumkoncentrációt tapasztaltak a növényekben.