น้ำใต้ดิน ปัจจัยหลักที่กำหนดพฤติกรรม ของไอโซโทปกัมมันตภาพรังสีที่เข้าสู่น้ำใต้ดิน คือวิถีและคุณสมบัติทางเคมีกายภาพตลอดจนสภาพอุทกธรณีวิทยาในท้องถิ่น รวมถึงโครงสร้างทางธรณีวิทยาของพื้นที่และบริเวณโดยรอบ เงื่อนไขการให้อาหารการเคลื่อนที่และการระบายน้ำใต้ดิน องค์ประกอบทางเคมีและสภาวะอุทกพลศาสตร์ในชั้นหินอุ้มน้ำ การผสมผสานที่ซับซ้อนและการผสมผสานของปัจจัยเหล่านี้ เป็นตัวกำหนดความหลากหลายในพฤติกรรม

การย้ายถิ่นของนิวไคลด์กัมมันตรังสี ซึ่งเป็นไปได้ในสถานการณ์จริง ตามเงื่อนไขของการก่อตัวและพฤติกรรม น้ำใต้ดินแบ่งออกเป็นสองประเภทหลัก ไม่มีแรงดันพื้นดินและแรงดันอาร์ทีเซียน คุณสมบัติหลักของน้ำบาดาลคือการป้อนโดยตรง จากการตกตะกอนในชั้นบรรยากาศและน้ำผิวดิน ในทางกลับกัน น้ำใต้ดินตามเงื่อนไขของสารอาหารที่เป็นไปได้ แบ่งออกเป็นน้ำที่จำกัดอยู่ในพื้นที่ห่างไกลจากแหล่งน้ำเปิด และน้ำที่ตั้งอยู่ในพื้นที่ที่อยู่ใกล้แม่น้ำและแหล่งน้ำอื่นๆ

แรงดันน้ำอาร์ทีเซียนไม่ได้ป้อน โดยตรงจากการตกตะกอนของชั้นบรรยากาศ แต่จะถูกเติมจากชั้นหินอุ้มน้ำอื่นๆ เนื่องจากการกรองน้ำใต้ดินช้าลงหรือสูงขึ้นผ่านความหนาของหินที่ผ่านไม่ได้ หรือเนื่องจากการตกตะกอนในชั้นบรรยากาศ แต่มาจากพื้นที่แหล่งจ่ายน้ำที่ห่างไกลมาก ในส่วนของแหล่งน้ำบาดาลกำหนดเวลา รวมไปถึงการเคลื่อนตัวของน้ำตามชั้นหินอุ้มน้ำ นอกจากนี้ยังมีการกรองจากชั้นหินอุ้มน้ำหนึ่งไปยังอีกชั้นหนึ่งด้วย

ในพื้นที่ระบายน้ำส่วนล่างของหุบเขาของแม่น้ำสายหลัก ทะเลสาบที่กดทับ ชายฝั่งทะเล น้ำบาดาลจะเคลื่อนขึ้นจากชั้นหินอุ้มน้ำหนึ่งไปยังอีกชั้นหนึ่ง ในหินตะกอนที่หลวม ก้อนกรวด ทราย ดินเหนียว การเคลื่อนที่ของน้ำจะเกิดขึ้นผ่านรูพรุนที่เกิดขึ้นระหว่างเมล็ดพืช และอนุภาคที่ประกอบเป็นหินเหล่านี้ ภายในชั้นหินอุ้มน้ำรูพรุนมักจะกระจายอย่างสม่ำเสมอ ดังนั้น การเคลื่อนที่ของน้ำจึงสม่ำเสมอเช่นกัน โดยปกติในทรายอัตราการเคลื่อนที่ของน้ำใต้ดิน

ซึ่งจะอยู่ที่หลายสิบเซนติเมตรหรืออาจจะสูงถึง 2 เมตรต่อวันในหินดินเหนียว สูงถึงหลายมิลลิเมตรในหินร้าว หินปูน หินทราย หินควอตซ์ หินแกรนิต น้ำจะเคลื่อนที่ไปตามรอยแยกแต่ละส่วน ซึ่งมีการกระจายอย่างไม่สม่ำเสมอในหิน ดังนั้น จึงอาจมีพื้นที่ที่มีการแตกหักเพิ่มขึ้น ในบริเวณที่น้ำใต้ดินอันทรงพลังไหลผ่าน ความเร็วของการเคลื่อนที่ของน้ำในหินเหล่านี้ สามารถเข้าถึงได้หลายกิโลเมตรต่อวัน ความเร็วของการเคลื่อนที่ของน้ำใต้ดิน

ไม่เพียงได้รับอิทธิพลจากองค์ประกอบของหินเท่านั้น แต่ยังรวมถึงความเข้มข้นของการแลกเปลี่ยนน้ำด้วย ความเข้มข้นของการแลกเปลี่ยนน้ำเป็นตัวกำหนดลักษณะ ของเวลาที่น้ำในชั้นหินอุ้มน้ำถูกแทนที่ด้วยการเปลี่ยนใหม่ทั้งหมด ซึ่งเกิดจากการแทรกซึมของน้ำฝน น้ำผิวดิน การแลกเปลี่ยนน้ำโดยสมบูรณ์ของชั้นหินอุ้มน้ำ มักจะเกิดขึ้นเป็นเวลาหลายร้อย หลายพันปีหรือมากกว่า และสำหรับขอบเขตอันไกลโพ้นที่เกิดขึ้นอย่างผิวเผิน เงื่อนไขเปลี่ยนน้ำทั้งหมดจะสั้นกว่า

ความเข้มของการแลกเปลี่ยนน้ำ ยังได้รับผลกระทบจากการซึมผ่านของหินภูมิประเทศ ในพื้นที่ภูเขา พื้นที่โล่งอกซึ่งถูกผ่าโดยหุบเขาลึก ความเข้มข้นของการแลกเปลี่ยนน้ำจะสูงกว่า ในพื้นที่ราบที่มีเครือข่ายหุบเหวที่ด้อยพัฒนา ในที่สุดการเติมน้ำบาดาลและการแลกเปลี่ยนน้ำ ของชั้นหินอุ้มน้ำในพื้นที่แห้งแล้งมีความเด่นชัดน้อยกว่า ในพื้นที่ที่มีสภาพอากาศชื้น ดังนั้น การอพยพของนิวไคลด์กัมมันตรังสีในน้ำใต้ดิน ขึ้นอยู่กับสภาวะอุทกธรณีวิทยา

ซึ่งจะได้รับผลกระทบจากอัตราส่วน ของอัตราการเคลื่อนที่ของ น้ำใต้ดิน ต่อความเข้มข้นของการเจือจาง น้ำบาดาลทำปฏิกิริยากับหินขณะเคลื่อนที่ ปฏิกิริยานี้จะลดลงจนถึงกระบวนการชะล้างและการละลายของหิน ในทางกลับกันกระบวนการดูดซับโดยหินของสารจำนวนหนึ่งที่มีอยู่ในน้ำ การดูดซับสารเคมีโดยหินส่วนใหญ่กำหนดโดย กระบวนการแลกเปลี่ยนไอออนและความสามารถในการดูดซับของหิน ซึ่งหมายความว่าสารจำนวนหนึ่งในน้ำ

สามารถก่อตัวเป็นสารประกอบที่ไม่ละลายน้ำได้ เมื่อมีปฏิสัมพันธ์กับธาตุที่มีอยู่ในหิน ไอโซโทปกัมมันตภาพรังสี เช่นเดียวกับองค์ประกอบมหภาคของน้ำธรรมชาติถูกหินดูดกลืน อย่างไรก็ตาม กระบวนการนี้ยังมีลักษณะเฉพาะที่กำหนด โดยผลิตภัณฑ์กัมมันตภาพรังสีที่มีความเข้มข้นต่ำมาก ยกเว้นยูเรเนียมธรรมชาติ ซึ่งสามารถบรรจุในน้ำใต้ดินในปริมาณ 100 กรัมตัวดูดซับตามธรรมชาติ ดังนั้น ความสามารถในการดูดซับของหิน จึงสูงกว่าปริมาณนิวไคลด์กัมมันตภาพรังสีในน้ำ

ระดับการดูดซึมของหินขึ้นอยู่กับคุณสมบัติ ทางเคมีของไอโซโทปดูดซับ ดังนั้น พลูโทเนียมไตรวาเลนต์จึงถูกดูดซับโดยหินอย่างเข้มข้นที่สุด พลูโทเนียมเตตระวาเลนต์เข้มข้นน้อยกว่า และพลูโทเนียมไดวาเลนต์ได้ไม่ดี ยูเรเนียมควอดริวาเลนท์ในตัวกลางรีดิวซ์ ละลายได้ไม่ดีและในทางปฏิบัติแล้ว แทบไม่อพยพไปในน้ำใต้ดิน ในขณะที่ยูเรเนียมเฮกซะวาเลนท์เคลื่อนที่ได้สูง ในงานจำนวนหนึ่งโดยนักวิจัยในประเทศ พบว่าเมื่อองค์ประกอบของเกลือเพิ่มขึ้น

การดูดซึมของนิวไคลด์กัมมันตรังสีโดยตัวดูดซับจะลดลง ดังนั้น ด้วยการเพิ่มความเข้มข้นของโซเดียมและโพแทสเซียมไอออน การดูดซับของไอโซโทปซีเซียมและสตรอนเทียมจะลดลง ระดับการดูดซึมของผลิตภัณฑ์กัมมันตภาพรังสี ขึ้นอยู่กับชนิดของหิน กล่าวคือเกี่ยวกับแร่วิทยา เคมี องค์ประกอบทางกล ตลอดจนโครงสร้างและองค์ประกอบของหิน แสดงค่าสัมประสิทธิ์การกระจายของไอโซโทปรังสี ระหว่างตัวดูดซับธรรมชาติ

รวมถึงน้ำขององค์ประกอบไบคาร์บอเนตแคลเซียม ค่าสัมประสิทธิ์การกระจายคืออัตราส่วนของความเข้มข้นของธาตุกัมมันตรังสี ในหินต่อความเข้มข้นสมดุลของธาตุนี้ในสารละลาย ที่สัมผัสกับธาตุกัมมันตภาพรังสีธรรมชาติที่กำหนดตัวดูดซับ ด้วยการเพิ่มจำนวนของอนุภาคดินเหนียวขนาดเล็กในหิน และความสามารถในการแลกเปลี่ยนไอออนของตัวดูดซับ ความสามารถในการดูดซับของหินจะเพิ่มขึ้น ในการย้ายถิ่นของนิวไคลด์กัมมันตภาพรังสีในน้ำใต้ดิน

ไม่เพียงแต่กระบวนการดูดซับขององค์ประกอบแต่ละอย่างเท่านั้น แต่ยังมีความสำคัญกับปรากฏการณ์ของการคายน้ำ ซึ่งสามารถสังเกตได้ด้วยการลดลงอย่างรวดเร็วในกิจกรรมเฉพาะของน้ำ ระดับการคายการดูดซับของไอโซโทป ส่วนใหญ่ขึ้นอยู่กับกลไกการดูดกลืนองค์ประกอบกัมมันตภาพรังสีแต่ละธาตุโดยหิน เป็นการง่ายที่สุดที่จะดูดซับไอโซโทปของธาตุเหล่านั้น ที่ถูกดูดซับโดยหินโดยกลไกการดูดซับการแลกเปลี่ยนไอออน

อะไรคือธรรมชาติของการอพยพ ของนิวไคลด์กัมมันตรังสีในน้ำใต้ดินในความเป็นจริง จากการศึกษาทดลองในสภาพธรรมชาติ และข้อมูลจากโครมาโตกราฟีแบบแลกเปลี่ยนไอออน ที่ใช้ในการทำนายการอพยพของผลิตภัณฑ์กัมมันตภาพรังสีด้วยน้ำใต้ดิน ได้มีการพัฒนาวิธีการเพื่อประเมินกระบวนการนี้ เมื่อนิวไคลด์กัมมันตภาพรังสีทะลุเข้าไปในน้ำใต้ดินจากพื้นผิวโลก เมื่อน้ำเคลื่อนตัวในชั้นหินอุ้มน้ำ และเมื่อกรองน้ำแล้วยังมีไอโซโทปกัมมันตภาพรังสี

ซึ่งผ่านชั้นที่ซึมผ่านไม่ได้ให้ผลลัพธ์ที่น่าพอใจ ตามที่แสดงโดยวัสดุการคำนวณเช่น 40 ปีหลังจากการปนเปื้อนของโลกด้วย 90Sr ที่ความลึก 1 เมตรปริมาณสัมพัทธ์ในน้ำที่เจาะผ่านดินเหนียวจะอยู่ที่ประมาณ 4 และหลังจาก 100 ปีที่ดินเหนียวลึก 1 และ 2 ถึง 3 เมตร ปริมาณสัมพัทธ์จะอยู่ที่ 8 และ 20 ตามลำดับ ดังนั้นหินดินเหนียวที่ปกคลุมไว้อย่างเข้มข้น 90Sr ในน้ำที่แทรกซึม อย่างไรก็ตาม ด้วยการปนเปื้อนมหาศาลของพื้นผิวโลก ในพื้นที่ขนาดใหญ่ในพื้นที่ที่มีดิน

มีความสามารถในการกรองเพิ่มขึ้น ดินร่วนปนทราย ดินร่วนปนเบา เป็นไปได้ว่าสตรอนเทียมจะเข้าสู่น้ำใต้ดินตื้น หลังจากผ่านไปหลายทศวรรษ การประเมินการกระจายที่เป็นไปได้จากขอบฟ้าบาดาลหนึ่ง ไปยังอีกขอบฟ้าหนึ่งบ่งชี้ว่าแม้จะมีการอำนวยความสะดวก ในการกรองน้ำผ่านหินดินเหนียว ความเร็วของการเคลื่อนที่ของน้ำที่มีไอโซโทปกัมมันตภาพรังสีจะไปถึงเท่านั้น 0.65 เมตรเป็นเวลา 10 ปีและ 1.3 เมตรเป็นเวลา 100 ปี ดังนั้น บทบาทหลักในการย้ายถิ่นของพวกมัน

ในน้ำใต้ดินจึงเป็นของการกระจาย ในแนวนอนตามชั้นหินอุ้มน้ำ ด้วยการไหลเข้าสู่ชั้นหินอุ้มน้ำอย่างต่อเนื่องผ่านบ่อน้ำดูดซับ 90Sr ขึ้นอยู่กับโครงสร้างของหินตะกอนและปริมาณการใช้สารละลายที่เข้ามา รัศมีการกระจายตัวของโซนที่มีเนื้อหาสัมพัทธ์ของไอโซโทปนี้สูงถึง 50 เปอร์เซ็นต์ของไอโซโทปเริ่มต้นใน 100 ปีสามารถอยู่ในช่วงตั้งแต่ 50 ถึง 550 เมตรและอื่นๆในหินที่แตกหัก รัศมีนี้สามารถเข้าถึงได้หลายสิบกิโลเมตร ดังนั้น ข้อมูลข้างต้นทำให้เราสรุปได้ว่าในกรณีส่วนใหญ่การอพยพของนิวไคลด์กัมมันตรังสีในน้ำใต้ดินนั้น ถูกจำกัดอย่างมีนัยสำคัญเมื่อเปรียบเทียบกับแหล่งน้ำเปิด

บทควาทที่น่าสนใจ : นอนหลับ ของทารกและเสียงร้องไห้ของทารกขณะนอนหลับ