Радионуклиды в морях и океанах

Источником естественных радионуклидов морей и океанов является литосфера: l) твёрдый и жидкий сток с континентов; 2) береговая абразия; з) выщелачивание из донных осадков; 4) осаждение аэрозолей из атмосферы (пыль); 5) осаждение материала вулканических извержений (сравнительно мало и не постоянно). В моря и океаны радионуклиды поступают с РАО, в результате выпадения из атмосферы, с жидкими и твёрдыми стоками с берегов и т. п. Больше радиоактивных выпадений поступает на океаническую поверхность, чем на поверхность континентов.

Космогенные радионуклиды поступают в морскую воду в основном из атмосферы и литосферы, частично могут образовываться в самой водной среде. Их среднее содержание находится на уровне 22+110 Бк/мз зн, 7,4 Бк/мз иС и 630 Бк/мз ⁷Ве. В водах Мирового океана наибольшие средние удельные активности имеют радионуклиды, Бк/кг: ««К — 12; ⁸⁷Rb — 0,14; ^{, 4}С — 0,52; ²34J — 0,037; ^2,0Ро — 0,002; ²²⁶Ra — 0,001. Первые три радионуклида являются p-активными, последние три a-активными. Средние массовые концентрации ⁴°К, ⁸⁷Rb и ²з#и составляют 46; 56 3 мкг/л морской воды, соответственно. Суммарную p-активность морской воды почти целиком определяет ⁴°К, а сс-активность — смесь ^2ЮРо, и ²²⁶Ra. а-Активность морской воды на 2 порядка меньше p-активности. Среди у-излучателей в морской воде преобладает вклад ⁴°К, доля U и Th пренебрежимо мала. Удельная активность ⁴°К зависит от степени солёности воды и варьирует в пределах 9+13 Бк/л, в гидробионтах 40+350 Бк/кг, в мышцах человека — бо Бк/кг. Естественная радиоактивность ⁴°К в океане «5-ю¹¹ Ки (техногенная Ю⁹ Ки). По сравнению с радиоактивными выпадениями вклад АЭС и предприятий регенерации ядерного топлива в загрязнение океана невелик: 3−105 Ки трития и 3-Ю5 Ки продуктов деления и изотопов.

Уровень естественной радиоактивности в океане меняется в широких пределах: удельная активность морской воды составляет 320 пКи/л, песка 5000+10 000 пКи/кг и ила 20 000+30000 пКи/кг. Радиоактивность водорослей Fucus и Porphyra, произрастающих в прибрежных водах, 5000+15 ооо пКи/кг, тканей рыб и моллюсков — 1000+3000 пКи/кг сырого вещества. Перемешивание радиоактивных элементов с водой происходит медленно, и, например, концентрации трития на поверхности океана все еще больше, чем в глубинных водах.

Миграция радионуклидов в морях и океанах определяется переносом за счёт течений, адвективного и турбулентного обмена, ветровых волнений, диффузии, сорбцией на взвешенных в воде частицах и в донных отложениях, десорбцией с взвешенных частиц и переходом в растворенную фазу, отложением на дно водоёма и взмучиванием со дна, поглощением, переработкой и переносом гидробионтами, выносом за пределы водоёма за счёт стока и забора воды.

Воды Мирового океана аккумулируют большую часть попавших во внешнюю среду радиоактивных веществ независимо от природы их источника. Значительная доля этих радионуклидов находится в водорастворимых формах и поэтому быстро вовлекается в гидрологические и гидрохимические процессы, происходящие в океане. Отдельные компоненты морской среды (планктон, донные отложения) обладают высокой аккумулирующей способностью по отношению к радионуклидам, что приводит к резким локальным повышениям уровня радиоактивности.

Морская вода — хлоридно-сульфатно-натриево-магниевым раствор, в котором в виде следов и примесей находятся многие элементы, в том числе и радиоактивные. Основные компоненты этого раствора пребывают в нём в постоянных концентрациях, но для большинства микроэлементов характерны пространственные и временные колебания их абсолютного и относительного содержания. Это связано со сложным поведением микроколичеств вещества в растворе (действие законов адсорбции, коллоидообразования и др.), а также влиянием растворимого и коллоидного органического вещества, бактерий, гидробионтов и различных взвесей.

Взвешенное вещество включает планктон, минеральные частицы, детрит (тонкие минеральные и органические остатки отмерших организмов). Взвеси имеют полидисперсный состав с размерами частиц от о, ш мкм до 1 мкм. Удельная поверхность взвеси и коллоидов в морской воде исключительно велика — при содержании взвеси в океане 1 г/смз удельная её поверхность составляет 10*40 м²/г. На границе раздела взвесь — раствор происходят обменные процессы адсорбционного накопления ионов, изоморфного их замещения и т. п. Хотя адсорбция на поверхности живых организмов существенно ниже адсорбции на неорганической взвеси, её влияние на геохимию океана велико из-за высокой избирательной способности гидробионтов к поглощению отдельных элементов и накоплению их в количествах, существенно больших их содержания в растворе.

Формы нахождения радионуклидов определяются процессами их фрагментации и механизмами переноса от источника, т. е. формой, в которой радионуклид поступает в морскую воду; преобладающей формой существования его в морской среде и его природных носителей, степени влияния механизма миграции на форму нахождения его в морской среде.

Табл. 12. Концентрация и активность естественных радионуклидов в морской воде._____.

В донные отложения радионуклиды поступают за счёт процессов осаждения, диффузии, ионного обмена, с отмирающими организмами и т. д. Степень накопления радионуклидов на дне зависит от размера частиц грунта, химических свойств воды, отложений и соединений, содержащих радионуклиды, глубины водоёма. Так, суглинки обладают большей сорбционной способностью, чем пески. 9°Sr сорбируется мало, а и7Рг — в максимальной степени. Основными процессами перемешивания в морях и океанах являются адвекция и диффузия, на миграцию радионуклидов влияние оказывает солёность воды и размеры водоёма. С повышением солёности воды переход радионуклидов в грунты уменьшается. На малых глубинах в прибрежных районах радионуклиды быстро выпадают на дно, а снижения активности воды в открытом океане почти не наблюдается. Содержание.

9°Sr и ¹37Cs в воде открытых океанов ниже, чем в воде закрытых морей. Химически инертные радиоактивные вещества не задерживаются в прибрежных районах и выносятся в открытый океан. Бассейны континентов особенно уязвимы в отношении радиоактивных загрязнений, поскольку в них слабо работает фактор разбавления из-за небольшого объёма воды.

В моря и океаны U попадает в результате выветривания горных пород, стоков с земной поверхности с обломочным и растворимым материалом, при абразии берегов, с поднятой в атмосферу пылью и в результате вулканической активности. Удельная активность ²з"и в морских водах варьирует в пределах 0,04+73 Бк/мз (среднее 37 Бк/мз). Вода океанов, содержащая 3,5% солей, имеет ~210*⁶ rU/л (210−9 г/г). Полное содержание U в океанах «4-ю⁹ т, или 0,003 вес.% количества его в земной коре. В морской воде содержание U находится в пределах о. з6ю-⁶+2,зю-⁶ г/л. Максимальную активность имеет ²34U, а отношение активностей ²34и/²з⁸и постоянно и равно 1,15. Содержание первых продуктов распада U в морской воде близко к его содержанию: ²34U — 46+48 Бк/мз, ²34Th — 40 Бк/мз, т. е. в пределах погрешности имеет место радиоактивное равновесие.

Табл. 13 Содержание урана в водах морей и океанов.

Уран хорошо растворим в морской воде; его перенос в водной толще происходит под действием гидрологических факторов. При значительном времени пребывания в океане (5-ю⁵ л) U распределён в океане однородно как по глубине, так и по географическим координатам. Некоторые отклонения встречаются вблизи берегов под влиянием речного стока и взмучивания прибрежных отложений. Так, в прибрежных водах Японии содержание U снижено до 20+22 Бк/мз под влиянием речных стоков, а в Балтийском море варьирует в пределах 6+18 Бк/мз и коррелирует с солёностью воды (содержание U растёт с удалением от берегов). Для Чёрного моря такого эффекта нет, т.к. в речных водах содержание U достаточно велико и среднее содержание U в воде этого моря соответствует среднему для океана. На содержание U в замкнутом Каспийском море существенно влияет засушливый климат — содержание U доходит до 120 Бк/мз. Коэффициент распределения между фосфоритами и морской водой весьма высок: 2000+170 000. В то же время у глубоководных глинистых осадков он невелик: до 340. Наблюдается накопление U и на гидроксидах Fe и Мп в железомарганцевых конкрециях океана. Органическое вещество выступает как сорбент-восстановитель уже после гибели организма.

В морской воде U (существует в виде Ц’Юг²*) и ведёт себя как двухвалентный катион. Обычно U находится в ионно-дисперсном состоянии в виде прочного уранилкарбонатного комплекса. Для других природных вод возможно существование U в форме продуктов гидролиза, способных адсорбироваться на взвешенных частицах и с ними выводиться в донные осадки. Перенос U в составе взвешенного терригенного вещества ограничен прибрежными зонами. Перенос U в водной толще в силу хорошей растворимости его соединений происходит преимущественно под действием гидрологических факторов. Время пребывания его в водоёмах велико (в океане — 5*105 л), а распределение в водной толще однородно.

При высоком содержании в океанической воде карбонат-иона (рН>7,5, Рсо2=5¹⁰'⁴ атм), U находится в виде комплекса [U0₂(C0₃)₃]⁴ В этом состоянии он не переходит в донные отложения. При низком содержании карбонатного иона в океанической воде (pH<7,5, Рсо2=5¹⁰'⁴ атм.), U находится в форме продуктов гидролиза, адсорбированных на кремний содержащих коллоидных частицах. При этом U уходит на дно со скоростью, определяемой скоростью седиментации частиц, на которых он адсорбирован. Способность U к участию в осадкообразовании ограничена высокой устойчивостью карбонатного комплекса U в воде и недонасыщением воды соединениями U. Нет условий ни для непосредственного осаждения U в виде его гидрата, ни для адсорбционных накоплений его в осадках. Повышенное содержание U в осадках связано с органическими веществами. Отношение удельных активностей U в воде и в донных отложениях -2,0.

Изотопные отношения ²з4и/²з⁸и в Белом море изменяются от 1,08 до 1,25 для глубинных вод и от 1,09 ДО 1,33 ДДЯ поверхностных вод, а отношения ²35U/²3⁸U в глубинных водах изменяется от 0,024 до 0,07 и поверхностных от 0,003 Д° о, Ю1. В Северной Двине вода имеет избыток ²34U до 804−90%. Крупные северные реки имеют существенный избыток по сравнению с морской водой. Так, определения изотопов U по профилю от устья р. Обь до глубокой части Карского моря показывают закономерное изменение избытка ²3⁴U. В прибрежной части Карского моря снижается до 6о%, а в Карском море он становится равным 14%, что соответствует среднему значению по Мировому Океану.

Концентрация Ra в морской воде: ²²⁶Ra 310¹⁴ г/л, активность ²²⁶Ra 3,310−3 Бк/л; концентрация ²²⁸Ra 2-ю-¹? г/л, активность ²²⁸Ra 1,7-ю-⁴ Бк/л. Концентрация ²²²Rn в морской воде (-1 Бк/мз) ниже, чем в континентальных водах, из-за низкого содержания материнского ²²⁶Ra. Концентрация Ra в океанах увеличивается с глубиной и достигает величины 1610¹⁴ г/л на глубине 5 км. Радий находится в воде в виде иона Ra²⁺, но физикохимические условия морской среды благоприятны для образования радиоколлоидов Ra, поэтому в толще морской воды концентрация Ra увеличивается сверху вниз за счёт соосаждения с взвесью (0,44−2,9-ю^м5 г/л).

Содержание Ra в водах океана 2-ю⁴ т (дно океанов богаче Ra, чем суша). Содержание Ra в поверхностных водах Тихого и Атлантического океанов (44−6)-io¹⁴ г/л составляет -0,1 от величины, вычисленной в предположении равновесия между Ra и растворенным в воде U. Это происходит из-за соосаждения радиевого предшественника ²з°ТЬ с гидроксидом Fe. В глубоководных донных осадках наблюдается сдвинутое в сторону Ra отношение между^г U и Ra, и эти осадки, характеризуются высокими концентрациями Ra. Ra в океанической воде менее устойчив, чем U, но более растворим, чем Th. Отношение ²²⁸Th/²²⁸Ra в морской воде много ниже равновесного значения (единицы): 0,24−0,002.

²²⁶Ra активно мигрирует в воде, поэтому его содержание в поверхностных водах морей и океанов относительно равномерно — (34−18 Бк/мз) при средних значениях 3,6 Бк/мз и 5,7 Бк/мз. Миграция Ra в водной среде происходит в ионной форме. Содержание ²²²Rn в водах океана лежат в пределах 5,7−5-7,'9 Бк/мз, что соответствует содержанию материнского радионуклида ²²⁶Ra. Содержание других дочерних продуктов распада ²²⁶Ra близки к его содержанию, но несколько ниже: ²¹⁰РЬ 0,445,0 Бк/мз (среднее — 2,7 Бк/мз), ²¹⁰Ро 0,1943,7 Бк/мз (среднее — 2,7 Бк/мз). в донных отложениях морей содержание Ra выше, чем в горных породах. Избыток Ra в осадке по сравнению с водой — результат его соосаждения и седиментации ²з°ТЬ (материнского для ²²⁶Ra) с гидроксидами Fe и Мп. Часть ²²⁶Ra поступает в осадки при адсорбционном захвате его на взвешенных частицах.

Измерение активности изотопа ²²4Ra в морской воде позволяет определить прибрежные скорости смешения океанских вод. Так, было показано, что концентрация ²²^Ra в поверхностных водах вблизи западного побережья Тайваня резко уменьшается при удалении от берега (средняя удельная активность 4,6 Бк/мз). Горизонтальные и вертикальные вихревые коэффициенты диффузии ^22/«Ra равны (5,0455,4)-ю^{6 и} (4,0451,7) см²/с.

Торий в морских водах присутствует в коллоидном состоянии в очень малом количествею ⁶ г/л. Здесь содержание^Th в достаточно широких пределах — 0,842 Бк/мз. Имеет место широкая вариация содержания Th в водах морей и океанов: 0,842 Бк/мз ²3²Th, 0,740,12 Бк/мз ²²⁸Th, 0,240,052 Бк/мз ²3°Th (последний принадлежит к цепочке распада ²з"и). Есть чёткая зависимость содержания Th в воде по мере приближения к берегам из-за увеличения содержания Th во взвешенном материале. Наиболее чётко этот эффект проявляется в водах Азовского моря: у берегов содержание ²3²Th — 0,9 Бк/мз, а вдали от берегов — 0,016 Бк/мз.

Торий поступает в воды океана как вследствие процессов выветривания, так и с обломочным материалом в стоках рек. Интенсивность выноса Th из коры выветриванием и миграционная способность его в водной среде существенно меньше, чем у U и не зависит от окислительновосстановительных условий среды. Из-за склонности к гидролизу и адсорбции на взвешенных частицах и коллоидах значительная часть Th осаждается из водной толщи в виде взвесей и коллоидов, причём сохраняет эти формы в водоёмах вплоть до осаждения на дно. Миграционная способность Th в природных водах сильно ограничена. Пространственное распределение его в водоёмах более неравномерно (чем U), а время пребывания мало и соизмеримо со временем общего круговорота вод в водоёме (для океана <300 л). В отличие от U, содержание которого в воде вдвое больше, чем в донных отложениях, содержание Th в донных осадках ~ в 4-юз раз больше, чем в воде. Его количество в воде меньше чем U в 1,2-юз раз, а в донных отложениях — в 6,6 раз. Содержание ²32Th в донных отложениях близко к таковому для континентальных горных пород.

Содержания естественных радионуклидов в донных отложениях морей и океанов находятся в пределах 12 436 Бк/кг ²3⁸U; 34 400 Бк/кг ²²⁶Ra и 0,17 416 Бк/кг ²3²Th. Имеет место большое содержание в осадках ²²⁶Ra и, особенно, ²3²Th по сравнению с их содержанием в воде: Бк/кг: Бк/мз для ²²⁶Ra это соотношение 40, а для ²3²Th=4*i03 (для ²3⁸U оно =0,3). Это связано со способностью Ra концентрироваться в известковых раковинах морских организмов и в водорослях, с последующим переносом его на дно.

Различия в химических свойствах, в частности в величинах растворимости или в константах взаимодействия с частицами — биотическими или абиотическими — приводят к разделению материнских и дочерних радионуклидов в рядах U или Th, изменениям соотношений между продуктами деления актинидов, а также к разделению продуктов активации нейтронами. В результате смесь радиоактивных веществ, поступившая в природные воды, модифицируются: одни радионуклиды остаются в воде в растворенной форме, другие переходят в состав взвесей или коллоидных частиц, третьи начинают перемещение по пищевой цепочке планктон-рыбычеловек, четвёртые выпадают в осадок и выводятся из оборота; все претерпевают распад в радиоактивные или стабильные продукты.

Основное количество естественного трития находится в морской воде, объёмная активность которой по зН равняется 220+900 Бк/мз. При обмене зН между атмосферой и водой океана в него послушает вода, обогащенная зН, а из него поступает вода, бедная зН. При обмене зН между атмосферой и земной поверхностью в атмосферу поступает вода, обогащенная зН за счёт недавно выпавших осадков. В верхних перемешивающихся слоях океана (моря) содержание зн наибольшее, а с глубиной резко падает, и может снова возрасти в глубоких придонных горизонтах. Значительная часть зН переносится в глубь океана. Среднее время обмена воды в поверхностных слоях океана 3,5 л. С земной поверхности НТО поступает в почвогрунтовые и, через них, в подземные воды, а также по водосборам через гидрографическую сеть — в морские воды. Кроме космогенного зн он образуется при ядерных взрывах и при работе предприятий ЯТЦ, попадая во внешнюю среду в результате газоаэрозольных выбросов и жидких сбросов. Выпадая за счёт мокрого и сухого осаждения из атмосферы на поверхность земли, НТО за счёт ветра, испарения и транспирации вновь выходит в атмосферу и образует вторичное облако. Оставшийся в почве тритий подхватывается потоками воды и уносится в озёра или моря. На рубеже веков среднее содержание зН в поверхностных водах 3,4 + 4,2 Бк/л.

В морской воде в небольших количествах присутствует ¹⁴С. Через атмосферу ¹⁴С0₂ переносится из океана на земную поверхность за счёт испарения, а перенос с земной поверхности в океан идёт за счёт поверхностного (речного) и подземного стока, за счёт эрозии и дефляции. Преобладает поступление ¹⁴С в океан над поступлением на земную поверхность за счёт испарения с поверхности океана (в соотношении 20:1).

При pH морской воды *37Cs и ⁹°Sr существуют в виде простых ионов, и участвуют в реакциях ионного обмена с глинами. Времена пребывания элементов группы I периодической системы в морской воде (6,8-ю⁶ л для К⁺, 4,5*ю⁶ л для Rb⁺ и 0,56-ю⁶ л для Cs⁺) свидетельствуют, что основным механизмом удаления Cs⁺ ионов из морской воды является его адсорбция на взвесях и коллоидных частицах.

При попадании в воду ⁹°Sr распределяется между водой и взвешенным веществом с коэффициентом накопления ~юо. Так, в морской воде ⁹°Sr на 85% содержится в самой воде в ионной форме, на -10% - на взвесях и на ~з% - в коллоидной форме. Почти не концентрируется в водорослях, накопления в донных отложениях незначительные. ⁹⁰Sr включается в карбонатные равновесия с кораллами и раковинами. Среднее время пребывания 9°Sr в слое перемешивания в Тихом океане з года, в Атлантическом 3,5 года. Уровни загрязнения зависят от особенностей гидрологического режима водоёма и степени изолированности его вод. Наибольшие отличия имеют место для мелководных и внутренних бассейнов. Так, воды Чёрного моря отличаются большим содержанием 9°Sr как из-за повышенной интенсивности выпадений на его акватории, так и из-за затруднённого водообмена между поверхностным и глубинным слоями.

Замечание. В настоящее время средняя концентрация 9"Sr в поверхностных водах Белого, Баренцева, Охотского, Японского, Азовского и Чёрного морей, а также в водах Тихого океана у побережья Камчатки колеблется в пределах (1,64−18,7) мБк/л, что соответствует фоновому загрязнению морских вод мирового океана.

Элементы высших групп периодической системы имеют гораздо большую склонность к гидролизу, чем элементы I и II групп: из-за взаимодействия с частицами взвесей они не долго пребывают в морской воде. Некоторые из этих элементов имеют несколько степеней окисления, которые сосуществуют в растворе, что сказывается на их адсорбции на гидроксидах, присутствующих в морской воде. При этом адсорбционные свойства гидроксида зависят от валентности центрального иона (например, гидроксиды Fe²⁺ растворимы, a Fe3⁺ нет). Адсорбция радиоактивного вещества на коллоидной частице конкурирует с адсорбцией многочисленных стабильных веществ, присутствующих в морской воде.

Если в водах озёр почти весь ‘37Cs необратимо связан с глинистыми минералами, имеющими слоистые структуры типа слюды, то в морской воде он слабо захватывается частицами глин и пребывает в растворённом виде. Разница в поведении связана с различиями в величине поглощения *37Cs озерными и океанскими отложениями и в скоростях обмена Cs с межслойными К⁺ ионами. В процессе выветривания иллит (слоистый минерал из группы гидрослюд — основной компонент отложений) деградирует, а ионы К замещаются катионами из раствора. При этом решётка расширяется, а катионообменная ёмкость увеличивается. Катионообменная ёмкость иллита для быстрого обмена в океане мала, поэтому следовые концентрации *37Cs в поверхностных водах конкурируют с большими концентрациями стабильных щелочных металлов. В результате степень обмена в поверхностных водах близка к нулю, и реализуется слабое поглощение^Cs. Однако медленный обмен *37Cs все же происходит с ионами К⁺, расположенными на поверхностях слоёв иллита. В поверхностных водах океана*37Cs не успевает заметно поглотиться взвесями, он сорбируется иллитом только на больших глубинах, где реализуются большие времена контакта Cs с частицами. В глубокой воде частицы глины имеют много времени, чтобы взаимодействовать с водой, поэтому максимальная концентрация радионуклидов достигается на глубинах 5004−600 м и не изменяется в течение ~ю лет.

Если частица взвеси представляет собой гидроксид металла, то находящиеся на её поверхности катионы металлов координационно ненасыщены и имеют остаточный заряд. Этот заряд притягивает молекулы воды, которые затем диссоциируют с образованием ионов водорода. Эти амфотерные гидроксидные поверхности могут выступать в качестве как катионитов, так и анионитов. При pH, обычном для морской воды, гидратированные ионы оксидов выступают в качестве катионообменников (нулевой заряд находится при pH ~8,5).

При переходе изотопов йода в водную среду они адсорбируются на взвесях и находятся в ионной или коллоидной форме. *3*J в водной среде находится преимущественно (на -90%) в ионной форме и лишь на ~8% в коллоидной. «3"J как аналог биологически активного стабильного йода обладает высокой миграционной способностью.

При взаимодействии Ри с частицами взвесей в океане возможны такие процессы, как окислительно-восстановительная реакция Ри4⁺+2Н₂0 Ри0₂⁺+4Н⁺+е-; гидролиз Ри"⁺ и Ри0₂*; комплексообразование с неорганическими или органическими лигандами; взаимодействие с осадками (седиментами). Обычно в морской воде Ри находится в высокой степени окисления. При этом состояние Pu (VI) мало характерно (U (VI) присутствует в морской воде в виде анионного карбонатного комплекса U0₂(C0₃)₃4). В воде и осадках доминируют Pu (IV) и Pu (V), причём в воде океанов основным является состояние Pu (V) в виде Pu^v0₂⁺, поскольку одновалентные ионы слабо гидролизуются, плохо образуют комплексы и хорошо растворимы.

в воде (константа растворимости.

Ks₀=io-8.6).

Рис. ю. Распределение радионуклидов по глубине океана: а — активность (l — 239^4op_Uj 2 — ‘37Cs); б — изотопное отношение (1 ;

239.24op_u/l37Cs, 2 — ²39> 24"Pu/²4iAm).

Концентрация Ри в поверхностной и приповерхностной воде Нью-Йоркского залива в 1977 г. составляла о,001-Ю, 002 Бк/на юо литров. Отношение активностей ²₃⁸P_U/²₃9-²4°P_u -0,03. Имела место корреляционная связь удельной активности Ри с общей соленостью воды и содержанием в ней Fe и органического углерода. Общая активность Ри в морской воде увеличивается до глубины 5004−710 м: если на глубине до 15 см его концентрация составляет 0,0018 Бк/юо кг воды, то на глубине 5004−700 м «o, oi, а затем быстро падает.

Замечание. Поведение радионуклидов в толще морской воды зависит от их гидрохимических характеристик. В то время как растворимые соединения^Sr и ^l*⁷Cs содержатся в ней практически равномерно, коллоидные частицы ²39>24op_u имеют максимум на глубине нескольких сотен метров.

Высокие концентрации Pu (IV) возникают в природных водах, содержащих органические или неорганические лиганды, с которыми Pu (IV) образует комплексы. Отношение Pu (V)/Pu (IV) различно в разных природных водах и даже в разных частях одного и того же океана. В пробах воды, отобранных из мелких бассейнов и в нижней части глубоководного океана, где присутствует относительно высокая концентрация взвешенных частиц, отношение (Pu (V)/Pu (IV)) большое «5, но в открытом океане оно близко к.

1. Вблизи границы раздела вода/седимент отношение Pu (V)/Pu (IV)=0,8, а в воде между слоями иллита падает до о. Это объясняют тем, что терригенные частицы катализируют реакцию восстановления Ри. В прибрежных водах или вблизи границы вода/осадок отношение Am (III)/Pu (IV)>o, 8. Гидроксиды Fe, имеющиеся на поверхности частиц взвесей, поглощают Pu (IV), поэтому Ри на частицах находится в степени окисления Pu (IV) (Pu (V) встречается, но редко). В пресных водах с высокими концентрациями растворенных форм органического углерода Ри обычно в состоянии Pu (IV): некоторые лиганды, присутствующие воде (ОН-, С0₃²— и гуминовые кислоты) образуют комплексы с Pu (IV) и Am (III), резко увеличивая количество Pu (IV) в воде. Нептуний в Ирландском море находится в виде Np (V).

Попавший в моря и океаны Ри постепенно осаждается и закрепляется в донных слоях. В природных водах Ри адсорбируется на коллоидных частицах гидроксида Fe и мигрирует с ними.

Плутоний осаждается в водоразделах рек и прибрежных водах. Времена пребывания в них юзч-2 ю⁴ лет. В мелких водоёмах, с пресной или морской водой, >96% Ри быстро переходит в осадок. Концентрации Ри в пресных водах варьируются в пределах четырёх порядков. Более высокие концентрации Ри обнаружены в озерах с низким pH и с высокой концентрацией сульфатов. Плутоний в озере Мичиган находится в состоянии Pu (V) и (VI), тогда как в других озерах (США) преобладают Pu (III) и (IV). Растворимость Ри регулируется различными комплексообразователями. В водах с высоким pH концентрации С0₃" ² и НС0₃' относительно высоки, и происходит образование карбонатных комплексов. В водах с низким pH такие комплексы существовать не могут, а растворимость если и происходит, то благодаря образованию комплексов с друтими лигандами, например, с природными органическими соединениями. Есть связь между концентрацией Ри в воде и концентрациями в осадках или на взвешенных частицах. Плутоний поглощается частицами отложений преимущественно в (III) и (IV) состояниях, но при повторном установлении равновесия осадка с водой возможен переход Pu (III) и Pu (IV) к Pu (V) или (VI).

Загрязненная вода, из-за предрасположенности Ри к осаждению из водных растворов и к формированию нерастворимых комплексов с остальными веществами, имеет тенденцию к самоочищению.

Время пребывания Ри в морской воде меньше, чем у 9°Sr и *37Cs, что связано с различной скоростью осаждения частиц разных размеров. Плутоний покидает водную фазу очень быстро. В морской воде он находится преимущественно в виде Pu (VT), а на взвесях — в виде Pu (III) и Pu (IV). Коэффициенты распределения, Ко. для ТУЭ в морской воде образучот последовательность ²⁴¹Аш>²⁴²Ст и ²⁴⁴Ст>²39.24ор_и>

Концентрация wCs в воде быстро уменьшается с увеличением глубины, а концентрации 239.24"р_и максимальны на глубине ~500 м из-за быстрой адсорбции Ри гидроксидами, находящимися на поверхности крупных частиц взвесей, присутствующих в поверхностных водах. При глубинах >500 м, детритовые органические частицы биогенного происхождения начинают распадаться. Поскольку Ри находится на поверхности этих частиц, он удаляется первым, а частицы продолжают спускаться, полностью разрушаясь на глубинах, при которых достигается минимум кислорода (несколько сотен метров ниже плутониевого максимума). Поглощение Ри на больших глубинах управляется меньшим количеством частиц, поэтому концентрация его адсорбированного вида падает с глубиной.

В морской среде выделяют две основные области, где поведение радионуклидов существенно отличается: прибрежный и открытый океан.

Открытый океан (глубины >1 км) обеднён биотой. Поступающие на водную поверхность океана радионуклиды из атмосферы первоначально содержатся в поверхностных горизонтах, затем постепенно мигрируют в глубину. Относительная обеднённость живыми организмами и твёрдым веществом в открытом океане, а также мало количество питательных веществ приводит к слабой роли биологических факторов в переносе радионуклидов и их сорбции на взвесях, способствующей быстрому осаждению на дно. В итоге идёт плавное снижение концентрации радионуклидов с глубиной. Так, содержание 9°Sr на глубине 700 м составляет -25% от его концентрации в поверхностном слое.

Прибрежный океан включает эстуарии рек, лагуны, воды над континентальным шельфом, окраинные моря. Одни из них напрямую контактируют с открытым океаном и водоообмен снижает время пребывания радионуклида в море, другие представляют собой относительно закрытые пространства и радионуклиды задерживаются в них надолго, что сказывается на их концентрации. Так, в Балтийском море концентрация 9°Sr и ¹³⁷Cs в -8 раз выше, чем в Атлантическом океане. Большая часть радионуклидов, поступающих в прибрежную зону со стоком взвесей, выпадает в донные отложения. При поступлении речного стока в прибрежные солёные воды происходит десорбция радионуклидов с взвесей в воду, т.к. коэффициент распределения концентрации радионуклида между водой и взвесью зависит от солёности воды. Донные отложения играют важную роль в судьбе нуклидов в морской среде, обладая огромной сорбирующей ёмкостью по отношению к содержащимся в жидкой фазе радионуклидам. По прочности сорбции радионуклиды располагаются в порядке: ⁱi5Ca<9°Sr<²3⁸U<^,37Cs< ⁸⁷Rb<<⁶5Zn<59Fe<95Zr<95Nb<^r>4Mn<^lo6Ru<¹47Pm. Попадание в донные отложения снижает скорость миграции радиоактивных веществ, хотя они могут переходить в жидкую фазу при диффузии или непосредственным передвижением донных осадков.

В вертикальном переносе радионуклидов вниз в морской среде наибольшую роль играют отмирание зоопланктона и перемещение с фекалиями. Время очищения верхнего слоя океана в результате деятельности планктона колеблется для разных нуклидов от ю лет для 59Fe, 95Zr,¹¹⁰Ag до 220 лет для ⁶°Со. Вклад биологических процессов в общий перенос при вертикальной миграции радионуклидов в океане составляет ~ю%. В морских биогеоценозах в большом диапазоне масс (до 100 г/мз) и коэффициентов накопления (до юоо) на долю живых организмов приходится незначительная часть находящихся в воде радионуклидов.

К сильному загрязнению морей и океанов радионуклидами привели испытания ядерного оружия. Всего в атмосферу поступило 1 млн. ПБк в основном короткоживущих радионуклидов — продуктов деления. Наряд}' с ними в количестве ~1% в воздух попали и долгоживущие радиоактивные вещества — р-излучатели, такие как зН, иС, 9"Sr, и р-у-излучатели, в частности wCs, непрореагировавшие a-активные U и Ри. Эти радиоактивные вещества, переносимые постоянными стратосферными ветрами, распрострапились в атмосфере Северного полушария, а спустя некоторое время появились также и в Южном полушарии. В последующем произошло перераспределение выпавших радионуклидов — с дождевыми потоками и талыми водами они поступили в ручьи, реки, и те из них, которые не осели в донных отложениях поверхностных водоёмов и рек, оказались в море.

Большая часть радиоактивных веществ выпадает над морями и океанами, туда же они попадают с речными водами. Основная их масса сосредоточивается в верхних толщах на глубинах до 300 м. Это особенно опасно, так как именно верхние слои океана отличаются наибольшей биологической продуктивностью. Даже низкие концентрации радиоактивных изотопов наносят большой ущерб воспроизводству рыбы. В водах Тихого океана содержится во много раз больше радиоактивных веществ, чем в водах Атлантики. Это прямое следствие большого числа испытательных ядерных взрывов, проведённых в Тихом океане и в Китае.

После вступления в силу Московского договора 1963 г. о прекращении ядерных испытаний в трёх средах концентрации многих радионуклидов (например, ^°Sr, wCs) в окружающей среде и биоте стали неуклонно снижаться. Ещё одним источником явились захоронения в морях РАО. Современными источниками являются выбросы радиохимических заводов и изредка случающиеся аварии на АЭС.

26.04.1986 случилась авария на ЧАЭС и последовавший за ней пожар. В течение ю дней, продолжались интенсивные выбросы накопленных в реакторе радионуклидов и их распространение воздушными потоками. В первые дни преобладали юго-восточные ветры и, соответственно, распространение радионуклидов происходило в сторону Скандинавии. Уже на севере эти потоки поворачивали в восточном направлении. Полный выброс 134J, i34. i37Cs оценивается в 1500, 85 и 46 ПБк соответственно; ~8 ПБк 9°Sr и 0,1 ПБк а-излучающих изотопов Ри были выброшены и осели рядом с ЧАЭС. К июню 1986 г. концентрация Cs в воздухе Арктики снизилась вдвое и продолжала снижаться в последующие месяцы. Затем концентрация ‘^Cs в атмосфере северных морей экспоненциально снижалась, но скорость этого снижения была в 1,5 раза медленнее, чем в средних широтах, где время полувыведения из окружающей среды *17 месяцев. В 1986 г. в мае-июне за счёт ветрового уноса и миграции пылевых частиц высокие уровни выпадений ‘37Cs наблюдались в Мурманской области, а в азиатской части Российской Арктики они были небольшими.

К настоящему времени затопление твёрдых РАО в морях повсеместно прекращено. Слив жидких радиоактивных веществ низкой удельной активности, хотя и в существенно меньших масштабах, чем прежде, продолжают лишь Великобритания и Франция, сбрасывая их соответственно в Ирландское море и пролив Ла-Манш.

Приведём примеры загрязнения различных морей радионуклидами. Основное внимание уделим морям России.

Начнём с Чёрного моря.

Как известно, авария на ЧАЭС 26.04.1986 вызвала радиоактивное загрязнение обширных территорий Восточной Европы и большой части Западной Европы, в том числе — акваторий Чёрного и Азовского морей. В эти же моря поступают по рекам сбросы АЭС многих стран.

В современных донных отложениях Чёрного моря прослеживается аккумуляция взвесей вод р. Днепр и р. Дунай определенной части чернобыльских выбросов. Так, за период июнь-октябрь 1986 г со стоками р. Днепр в море поступило 21,8-ю¹² Бк ^°Sr (7% выброса ЧАЭС) и 18,5-ю¹¹ Бк wCs (0,1% выброса ЧАЭС). Содержание wCs в воде Чёрного моря за 1986; 1988 гг. возросло в 4 раза. После аварии поступление ¹³⁷Cs в придунайские и приднепровские отложения существенно превысило таковое для глубоководной части моря, причём для придунайских отложений это поступление было заметно выше, чем для приднепровских. В отложениях северозападной части Чёрного моря прослеживаются два пика содержания ¹³?Cs: на глубине 374−38 см (глобальные выпадения после испытаний ядерного оружия) и широкий пик на глубине 04−12 см (авария ЧАЭС). Уровни содержания ¹³⁷Cs в них 404−45 Бк/кг. В современных донных отложениях Чёрного моря содержание 9Sr Д° ²⁰>° Бк/кг, a wCs — до 170 Бк/кг.

Табл. 14. Содержание 9°Sr и ¹³⁷С$ в воде морей России (2000 г.).

Трансформация во времени поля радиоактивного Cs в постЧернобыльский период обусловлена воздействием трёх факторов: выносом радионуклида через пролив Босфор, аккумуляцией ^{, 3}7Cs донными отложениями и радиоактивным распадом изотопа. При этом потоки растворенного ¹³⁷Cs, выносимого в Чёрное море реками Днепр и Дунай, представляют собой незначительный источник радиоактивности Чёрного моря по сравнению с другими компонентами радиоактивного баланса.

Азовское море — внутриконтинентальный водоём в зоне сухого аридного климата, в котором гидрохимический режим и процессы осадконакопления определяются, в основном, речными стоками двух крупных рек (р. Дон и р. Кубань), имеющий низкую минерализацию (1−7-13%) из-за малого размера и мелководья. В целом механическая, химическая и биологическая седиментация в этом море чрезвычайно динамична и специфически дифференцирована по площади дна. Преобладающим источником радиоактивного загрязнения этого моря является активный дренаж и вынос стоками рек техногенных радионуклидов с загрязненных водосборов р. Дон (пл. водосбора 422 тыс. км²) и р. Кубань (пл. водосбора 58 тыс. км²).

Акватория моря и водосборы Приазовья загрязнялись дважды: глобальными выпадениями в период ядерных испытаний и в период после аварии ЧАЭС. Так, в первый период в 1964 г. максимальные среднегодовые содержания ⁹°Sr были в р. Дон — 144 Бк/м³, в р. Кубань — 6о Бк/м³, а во второй период в 1987 г соответственно р. Дон — 64 Бк/м³, в р. Кубань — 45 Бк/м³. К 2000 г. среднегодовые содержания 9°Sr в этих реках снизились до уровня для р. Дон — (9,6−5-7,6 Бк/м³), а в р. Кубань — (9,9−7-8,0 Бк/м³). Содержание 9°Sr в воде Азовского моря убывало в конце 1960;х, 70-х и начале 8ох годов, затем резкое возрастало во второй половине 1986 г. и потом спадало. Максимальные содержания 9°Sr в постчернобыльский период в 3 раза ниже, чем в период ядерных испытаний. Это связано с относительно низким содержанием ⁹⁰Sr в чернобыльских выпадениях.

С 1987 г., основным источником поступления 9°Sr в Азовское море является речной сток. С апреля 1986 по 2000 гг. с речными водами Дона и Кубани было внесено 15.7 ТБк 9°Sr, с периодом уменьшения потоков в 2 раза через 4,5 г. Выяснено, что пресные речные воды (обеднённые Cs) вносят незначительную часть этого радионуклида в море — 4.2 ТБк (1986*2000 гг.), в то время как более солёные, обогащённые wCs чёрноморские воды являются главным источником поступления этого радионуклида в Азовское море, при этом поток *37Cs из Чёрного моря в Азовское в 2 раза превышал его вынос в Чёрное море. В период с 1986 по 2000 гг. из чёрноморского бассейна в экосистему Азовского моря поступило 25.2 ТБк wCs, с постоянной времени снижения потока вдвое каждые 5 лет. Максимальные концентрации 9°Sr в воде Азовского моря наблюдались в середине бо-х гг., в период испытаний ядерного оружия, и достигали 168 Бк/мз. После аварии на ЧАЭС наиболее высокое содержание Sr и Cs в воде моря было в 1986*1987 гг., затем наблюдалось снижение концентраций по экспоненциальному закону в 2 раза каждые 6,7 и 3 года, соответственно. Через гетеротрофную пищевую цепь Азовского моря прошло 11% Cs и 2% Sr, однако практически все поглощённые радионуклиды вернулись обратно в среду.

Основная часть *37Cs (85%) и до 50% 9°Sr, поступивших в Азовское море, захоронена в донных отложениях. В донных отложениях в 1987*1988 гг. диапазон содержания ‘37Cs составлял 16,3*264 Бк/кг сухого веса. Среднее значение^Cs в 1987 г. равнялось 22,1, а в 1988 г. — 14,4 Бк/кг сухого веса. Содержание ⁹⁰Sr в донных осадках в 1986 г. было невелико и составляло в среднем 1,37 Бк/кг сухого веса, при максимуме 2,89 и минимуме 0,65. При понижении содержания *37Cs и 9"Sr в воде с 1986 по 1989 гг. аналогичного изменения в содержании этих нуклидов в водорослях Азовского моря не наблюдалось. Диапазон содержания wcs в разных видах водорослей 0,8*12,5 Бк/кг сырого веса. Содержание ⁹«Sr было более однородным и «2 Бк/кг сырого веса.

После радиоактивного загрязнения Азовского моря в 1986 г, воздействие гидрофизических, биохимических процессов и радиоактивный распад, привели к экспоненциальному во времени снижению содержания 9°Sr и ‘37Cs. Период снижения содержания в объёме моря в 2 раза составил для 9°Sr — 5 л, для *37Cs — 3,1 л. Время пребывания в Азовском море равно 25 и 15 л соответственно. Реакция экосистемы Азовского моря на радиоактивное загрязнение после аварии на ЧАЭС имела масштаб времени для воды — 14 л для Sr и 12 л для Cs. Дозовые нагрузки, обусловленные Sr и Cs, на население по пищевой цепи вода-«рыба->человек не превышают допустимый уровень дозовых нагрузок, составляющий 5-ю*³ Зв/год.

Содержание ²39.24ор_{и в} 2000 г. о, 3*0,5 Бк/кг в донных отложениях в центре Азовского моря, а в Таганрогском заливе — 1,5 Бк/кг. Из-за того, что реки перегорожены плотинами, и поступление взвешенных частиц вместе с потоками затруднено, значительная часть чернобыльских выпадений поступила на морскую акваторию с воздушными потоками. Механизм накопления радионуклидов путём смыва их с поверхности водосбора с последующим выносом вниз по течению р. Дон прослеживается в Цимлянское водохранилище. Содержания (2000 г) радионуклидов в воде р. Дон, Цимлянского водохранилища и водоёма-охладителя Ростовской АЭС находятся на фоновом уровне: зН — (2,54−3,2) кБк/мз; 9"Sr — (5,64−7,3) Бк/мз (для сравнения — в 1990 Г — 114−28 Бк/мЗ), «37Cs — (0,34−0,7) Бк/мЗ, 239,24ор_и _ (0,0424−0,045) Бк/мз. Содержание wCs в донных отложениях водохранилища варьирует в пределах 0,5 4- юо Бк/кг сухой массы.

Перейдём теперь к радиоэкологии северных морей.

Характерным для радиоактивного загрязнения циркумполярной области Северного полушария является накопление радиоактивности на границе континент-океан, удаленной от полюса. В арктической зоне накопление техногенных изотопов на поверхности Земли существенно снижается. Поверхности Арктики активно самоочищаются от радиоактивных выпадений. В среднем загрязнение поверхности циркумполярной области^Cs на границе веков составляла 10 004−2500 Бк/м². Наиболее загрязненные (на порядок выше среднего) территория — это Норвежское побережье, Британские острова, Канадское побережье и юг Аляски.

Рис. 11. Карта-схема расположения источников радиационной опасности в российском секторе Арктики: 1 — места затопления контейнеров с РАО (всего более ю тыс. контейнеров); 2 — места затопления судов или реакторных отсеков с аварийными реакторами; 3 — складирование или захоронение твёрдых РАО; 4 — места проведения ядерных испытаний; 5 — район размещения регионального могильника РАО; 6 — районы неучтенных затоплений радиоактивных материалов; К — место гибели АПЛ «Комсомолец» и «Курск».

В сравнении с ними территорию России в целом можно считать слабо загрязненной.

В период 1981;82 гг. аномальные концентрации wCs (до 200 Бк/м²) были сосредоточены в Северном и Ирландском морях и шлейфом распространялись по двум ветвям Нордкапского течения — одна вдоль побережья Норвегии и Кольского полуострова достигала Белого и Карского морей, а другая уходила в сторону Шпицбергена. По направлению течений активность^Cs снижалась по мере удаления от источников в Северном и Ирландском морях. В западной части Баренцева моря активность составляла 204−40 Бк/мз, более высокие концентрации были сосредоточены в водах прибрежной зоны континента. В этот период времени проводились испытания ядерного оружия на Новой Земле, однако увеличения концентрации >37Cs над уровнем его тренда в морской воде Баренцева и Карского морей не наблюдалось. В период.

1992;^95 активность ^l:*⁷Cs в морской воде этого пространства снизилась на порядок, в Северном и Ирландском морях она достигала 16^-20 Бк/м².

Причина поступления радионуклидов в Северном море — высокая плотность ядерных центров в Западной Европе, поставляющих радиоактивные вещества в воды Балтийского моря и северной Атлантики. Убывание техногенной радиоактивности морской воды вызвано уменьшением сбросов радиоактивных отходов в моря, переходом радионуклидов в донные отложения, распадом короткоживущих радиоактивных изотопов и выносом радиоактивных веществ в Мировой океан с рассеянием в нём.

В конце 20-го века сводный радионуклидный баланс Баренцева и Карского морей включал в себя атмосферные выпадения — 170 Ки; вынос реками — 39 Ки; поступления по системе Гольфстрим — 300 Ки; сброс твёрдых и жидких РАО — 30 Ки затопления твёрдых РАО и ОЯТ — 3300 Ки. Повышенные концентрации *34.i37Cs, «Sr, «Тс и ТУЭ, выносимые с водными массами из Ирландского моря, прослеживаются в Северном, Норвежском, Баренцевом, Карском и Белом морях. Концентрации экологически значимых радионуклидов изменялись в той же последовательности, что и сбросы Селлафилда, но со сдвигом на время переноса водных масс от места их слива до пункта отбора проб.

Рис. 12. Распространение арктическими течениями «Тс из сбросов английского и французского радиохимических заводов.

В радионуклидном загрязнении морских вод Баренцевого и Карского морей особую роль сыграли европейские радиохимические заводы в Селлафилде и на мысе Ла Аг. После того, как в конце семидесятых годах, радиоактивность от ядерных испытаний в морской воде пошла на убыль, определяющим фактором для арктических морей (Норвежского, Баренцева, Карского) стали сбросы этих предприятий. В последние годы вызывают опасения сбросы этими заводами Тс и долгоживущих изотопов йода.

Миграция радионуклидов, сбрасываемых в Ирландское море и пролив Ла-Манш, определяется преобладающими течениями. Огибая Великобританию с юга и востока, радионуклиды поступают в Северное море, далее через Датские проливы — в Балтику. Радионуклиды движутся вдоль северо-западного побережья Норвегии, где их поток делится на две основные ветви, одна из которых направляется к западу от Шпицбергена, другая — в сторону Баренцева моря. Время переноса радионуклидов с водными массами из Селлафилда в Баренцево и Карское моря составляет ~6 лет.

Значительные количества радионуклидов (прежде всего wCs и Ри), сброшенных в Селлафилде, накапливались в донных осадках Ирландского моря. Сейчас, когда первичные сбросы радиохимического завода в Селлафилде существенно уменьшились, эти осадки сами становятся вторичным источником радионуклидов, которые по существующим путям переноса с морскими течениями попадают в арктические моря. Хорошим индикатором переноса из Ирландского моря в арктические моря служит распределение концентраций «Тс.

Из всех радионуклидов, выброшенных с Селлафилда, «Тс является наиболее подвижным. Попадая в течение, он распространяется довольно быстро: спустя 5 месяцев после сброса «Тс достигает побережья Ирландии, через 9 месяцев — Северного моря, а через 2.5 года — побережья Норвегии. Через 6 лет вещество поступает в Баренцево море, но к тому времени его концентрация значительно снижается.

Выбросы «Тс в Селлафилде в 1994 г резко возросли — с 4 ТБк/год в среднем за 1980;е годы до 190 ТБк/кг в 1995 г. С 1994 по 1998 г. в морскую среду попало 530 ТБк/кг. К концу 90-х годов выбросы снизились, но на рубеже веков снова возросли. В 2000 г. разрешенный предельный уровень выбросов с Селлафилда был снижен с 200 ТБк/год до 90 ТБк/год. Сейчас сброс «Тс в морскую воду сильно уменьшился.

В 2000 г. концентрация «Тс в морской воде вблизи Селлафилда достигла 25 Бк/мз. В тот же год среднее содержание «Тс вдоль побережья Норвегии составило 1.3 Бк/мз, а в Северном море оно менялось от 0.22 Бк/мз до 7.3 Бк/мз. В 2005 г. в Северной Ирландии содержание «Тс в омарах составляло 180 Бк/кг (сырого вещества). Самый высокий показатель был зафиксирован в 2001 г. и достиг 322 Бк/кг. Тяжёлые радионуклиды, такие как Ри и *37Cs, оседают на дно Ирландского моря. 85% Ри, выброшенного с Селлафилда, содержится в отложениях вдоль побережья неподалеку от предприятия. Вещества, осевшие на дне моря, продолжают своё распространение в окружающей среде вследствие подвижности отложений.

В 2003 в Баренцевом море содержание Ри составило 12.8 мБк/кг. Главным источником заражения Ри Баренцева моря явились радиоактивные осадки от ядерных испытаний. Баренцево море получило 20% Cs и 30% Sr от сбросов РАО с европейских радиохимических заводов по переработке ОЯТ в Селлафилде и на мысе Ла Аг (Франция). Сейчас отношение Cs/Sr в Баренцевом море =1,6.

Специфический механизм транспорта радионуклидов в полярных районах — перенос радиоактивности вместе с движением льдов. Возможны пути переноса вместе со льдом из бассейна Карского моря (устье Оби) в пролив Фрама. Перенос со льдами идёт быстрее, чем перенос с водными массами. При этом перенос со льдами важнее связывания радионуклидов с частицами седимента. Однако отсутствие существенных радионуклидных источников как в самом Карском море, так и в устье Оби или Енисея исключает практическое значение этого пути переноса.

Важными источниками потенциальной опасности радиоактивного загрязнения северных морей РФ являются загрязнения, оставшиеся после испытания ядерного оружия на Новой Земле; пункты захоронения радиоактивных отходов; затонувшие корабли с ЯЭУ и РАО на дне Карского и Баренцева морей; загрязнение бассейнов рек Обь и Енисей отходами производства ядерного оружия и радиохимических заводов.

В середине 20-го века при работе оружейных заводов на полную мощность большое количество экологически опасных радионуклидов переносилось по рекам Енисей и Обь к Карскому морю. Однако уже тогда эти радионуклиды слабо загрязняли северные моря, т.к. в устьях рек на границе раздела пресная-морская вода существует барьер (гидрологический фронт), препятствующий поступлению загрязнений в морскую воду.

Сейчас, в связи с прекращением наработки оружейного Ри в РФ, радионуклиды с радиохимических заводов в полярные моря не поступают. Однако донные отложения рек Енисей и Обь содержат значительные количества долгоживущих радионуклидов — продуктов прежней деятельности оружейных заводов. При разливах рек, смены их русла, наводнениях, сбросов воды ГЭС, эти отложения размываются, и некоторое количество этих радионуклидов попадает в Карское море.

Формирование полей искусственной радиоактивности беломорской воды происходит под влиянием двух разнонаправленных процессов: поступления радионуклидов из Баренцева моря через пролив Горло Белого моря и поглощения радиоактивных изотопов взвешенным веществом с его последующим оседанием на дно моря. Основная масса изотопов Cs и Sr поступает в Белое море с водой Баренцева моря. В донных отложениях Белого моря происходит накопление радиоактивного Cs, что является ключевой стоковой компонентой радиоактивного баланса Белого моря. Наиболее высокие средние концентрации wCs, накопленного в донных отложениях на дне моря, наблюдаются в его глубоководной части, где среднее удельное содержание Cs может достигать 10+15 Бк/кг.

В настоящее время в Карском и восточном Баренцевом моря уровень антропогенных радионуклидов в целом низкий. Утечки радиоактивности из затопленного реактора с топливом в Новоземельской впадине не наблюдается. Концентрация радиоактивности низкая в Карском море, но значительно выше у мест ядерных испытаний в Губе Чёрная; нет утечки из затопленного реактора в Новоземельской впадине и других локальных источников. Средняя концентрация wCs в Карском море в 2 раза выше, чем в Восточной части Баренцева моря. Концентрация 9°Sr в морской воде также выше в Карском море, чем в Баренцевом море.

Морские донные осадки содержат природные радионуклиды, причём в тем больших количествах, чем выше концентрации илистых частиц в грунте. Содержание радионуклидов в глинистых отложениях, Бк/кг: *°К — 740; ⁸?Rb — 85; ²³²Th — 62; ²²⁶Ra — 56; ²3⁸U — 13.

Замечание. Изотопное распространение в земной коре ²³⁸U и ²³²Th 2 и 7 мг/кг, однако, взвеси обогащены до 304−40 и 304−60 мг/кг.

Коэффициенты распределения долгоживущих радионуклидов между суспендированными частицами и морской водой в различных частях мирового океана, Ка, составляют: 2,5-ю²+з*юз (Тс), о, 7* 1074−3-107 (Th), юз (U), 2,4*1034−3,3-Ю4 (Np), 6*i03-ri, 4*i04 (PuV, Ирландское море), 4* 1054−6*ю⁶ (PuIV, Ирландское море), 7*1044−2,4*ю⁶ (Ри, Тихий океан), (2,24−2,4)*ю⁶ (Am), (i, 24-i, 6)*io⁶ (Am).

Для морских экосистем основной вклад в выведение радионуклидов из воды дают литодинамическая и биологическая адсорбция. Литодинамическая адсорбция — поглощение радионуклидов поверхностью взвесей и илов с осаждением их на дно. Главная роль в этом процессе принадлежит глинистым минералам, органическому углероду, Fe, Мп и А1. Биологическая адсорбция происходит непрерывно в процессе солевого обмена водными организмами с внешней средой (водой) и обусловлена проницаемостыо для ионов покрова тела всех видов гидробионтов. Для конкретного организма она заканчивается либо трансформацией по пищевым цепям, либо вовлечением его в донные осадки (после отмирания).

Концентрации естественных радионуклидов в донных осадках зависят как от состава последних, так и от самих радионуклидов. В составе глинистых прибрежных осадков преобладает терригенная компонента. Среди глубоководных осадков высокой радиоактивностью отличаются красные глины. Соотношение радионуклидов в осадках существенно отличается от их распределения в воде. По массе преобладает ²^²ТЬ, затем ²з⁸и, по величине активности на первом месте находятся ²зоТЬ и ²²⁰Ra (табл. 15).

Табл. 15. Активность природных радионуклидов в глубоководных океанических осадках, Бк/кг._____.

Соотношение радионуклидов в донных осадках существенно отличается от их распределения в воде. По массе преобладает ^2:*²Th, затем ²з"и, по величине активности на первом месте находятся продукты распада U: ²з°ТЬ и ²²⁶Ra. При этом активность ²²⁶Ra в красной глине 420+1700 Бк/кг, а в глобигериновом иле 85 Бк/кг.

Избыток Ra в осадках и недостаток его в морской воде является результатом соосаждения с гидроксидами Fe и Мп материнского элемента ²²⁶Ra — ²з°ТЬ. Содержание Ra снижается с ростом карбонатов в осадках. Содержание Ra выше в мелкодисперсных осадках. Содержание Ra в осадках возрастает с удалением от берега (обратная зависимость — у U). Диапазон содержаний ²²⁶Ra в морских осадках 11+146 Бк/кг. Способность U к осадконакоплению ограничена высокой устойчивостью его карбонатного комплекса в морской воде. Типичные для океанских осадков содержания U — (12+37 Бк/кг), но в органических осадках некоторых морей содержание U повышено. Так, в осадках Черного моря, фьордов Балтийского моря содержание U — (123+1230) Бк/кг. Содержание Th в осадках близко к его содержанию в континентальных горных породах: для океанских осадков — (0,7+64 Бк/кг) при среднем 20 Бк/кг. Для большинства естественных радионуклидов донные отложения являются накопителем и играют определяющую роль в очищении водных систем от радионуклидов. Установлено избыточное по сравнению с ожидаемым в результате радиоактивного распада радионуклида-предшественника содержание в донных отложениях: ²34Th (по сравнению с ²з"и), ²¹⁰РЬ (по сравнению с ²²⁶Ra), ²²²Rn (по сравнению с ²²⁶Ra), 23°Th (по сравнению с ²34U), «⁸Th (по сравнению с ²34U) и ²з"Ро (по сравнению с ²ззи). В донных отложениях накапливается и *37Cs. В пресноводном водоёме активность wCs распределена: в биомассе — 4%, в воде — 6%, в грунте — 90%. Обычно с глубиной отложений удельная активность ²з⁸и, 232т^ увеличивается, a ²3°Th и ²¹°РЬ — уменьшается.

Поведение *37Cs в донных отложениях определяется его селективной сорбцией на глинистых минералах группы иллита. Высокая селективность иллита по отношению к ионам Cs обусловлена наличием селективных адсорбционных мест в области клинообразных расширений трехслойных пакетов на боковых выветренных поверхностях иллита. В результате химического выветривания межпакетные ионы калия в иллите, непосредственно контактирующие с раствором, обмениваются на двухвалентные катионы — Са и Mg. При этом межпакетное расстояние в глубине микрокристалла иллита, равное 1,0 нм, увеличивается до 1,4-м, 6 нм. Большие гидратированные двухвалентные катионы (Са и Mg) не имеют доступа от 1,0 до 1,6 нм клинообразной зоны ввиду стерических ограничений. Однако слабогидратировнные ионы Cs могут терять свою гидратную оболочку и ввиду своего небольшого ионного радиуса (о, 6 нм) сорбироваться селективно на клинообразных сорбционных центрах иллита. Основными конкурентными катионами за эти селективные сорбционные места являются такие слабогидратированные одновалентные катионы, как К⁺ и NH₄⁺.