鈾元素檢測方法

❶ 鈾醯離子檢測方法國標法是什麼

GB/T14549-1993《水中鈾的測定鈾醯熒光分光光度法》。鈾醯離子檢測方法國標法是一種基於鈾醯熒光分光光度法的檢測方法，可以用於水中鈾醯離子的測定。該方法的原理是利用鈾醯離氏滲子在紫外光激發下發出熒光，測量熒光強度來計算鈾醯離子的含量。該方法具有靈敏度高、准確度高、可靠性好等優點，已經被廣卜核談泛應用於鈾醯離子的檢測和分析工作中。型碰

❷ 如何檢測放射性物質

一、外照射，鑒定工作人員所處輻射場的外照射水平，估算工作人員接受的輻照劑量，同時了解個人的輻射防護情況；

二、內照射，了解放射性物質進入體內的情況。

某些物質的原子核能發生衰變，放出我們肉眼看不見也感覺不到，只能用專門的儀器才能探測到的射線，物質的這種性質叫作放射性。放射性物質是那些能自然的向外輻射能量，發出射線的物質。

一般都是原子質量很高的金屬，像鈈，鈾，等。放射性物質放出的射線主要有α射線、β射線、γ射線、正電子、質子、中子、中微子等其他粒子。

(2)鈾元素檢測方法擴展閱讀：

放射性物質的危害表現：

放射性物質不僅在其所在的局部起作用，而且對整個機體也有影響。放射性物質可以導致中樞神經系統、神經-內分泌系統及血液系統的破壞；

可使血管通透性改變，導致出血以及並發感染。上述現象嚴重的破壞了機體的生活功能而使生命活動停止。大劑量的放射性物質發揮作用時可迅速地引起病理變化；

但在小劑量的作用下，這些變化就顯得緩慢，並伴有長短不一的潛伏期。如在400rad的照射下，受照射的人有5%死亡；若照射650rad，則人100%死亡。

照射劑量在150rad以下，死亡率為零，但並非無損害作用，往往需經20年以後，一些症狀才會表現出來。放射性也能損傷遺傳物質，主要在於引起基因突變和染色體畸變，使一代甚至幾代受害。

❸ 怎麼測量核廢料中排出含鈾廢液中鈾的含量

該如何測量核廢料中排出含鈾廢液中鈾的含量呢？

由於現在對於核能源的使用，讓很多之前大家熟都不熟悉的金屬物質，開始逐漸現在。在核經過反應之後，會產生很多的核廢料。而在一些核廢料當中，會排出含鈾廢液，那麼怎麼測量核廢料中排出含鈾廢液中鈾的含量呢？

❹ γ測量和γ能譜測量

γ射線穿透能力強，用現代設備在150m高空還可清晰測量地面的放射性異常。因此，γ射線測量是尋找放射性礦產（鈾、釷），以及與天然放射性元素鈾、釷、鉀有相關 關系的非放射性礦產的主要方法。此外，利用航空γ能譜測量尋找油氣藏等非放射性礦 產，以及岩性劃分、確定地質構造等都取得了重大成效。

（一）地面γ測量

地面γ測量是利用記錄γ射線強度的輻射儀，對近地表岩石或土壤的γ射線強度進行測量的一類野外測量方法。

地面γ測量具有方便、直觀、效率高、成本低等優點，是尋找鈾礦床的一種卓有成效的方法。但是，必須注意γ射線強度的大小並非在任何情況下都反映鈾的富集程度。因為 鈾系中的主要輻射體是屬於鐳組元素的，鐳組放出的γ射線的強度約占整個鈾系總強度的 98％，所以對γ異常起主要作用的是鐳而不是鈾。野外工作中，發現γ異常並不難，但要 確定含礦異常就必須對γ異常進行綜合分析研究，才能作出正確的評價。

1.野外工作及測量儀器

在高山區或地形起伏激烈的丘陵地區，如果基岩出露良好並且機械暈發育，對γ測量最為有利。在較平坦的地區，只要基岩出露較好，或者機械暈或鹽暈廣泛發育，γ測量也 能取得好的地質效果。

地面γ測量一般可分為概查、普查和詳查。比例尺與點、線距的對應關系見表5-4。

表5-4 地面γ測量的比例尺及點、線距

野外進行γ測量使用的儀器稱為輻射儀。輻射儀由γ探測器和記錄裝置兩個主要部分 組成。我國1998年生產的FD—3013型數字式γ輻射儀就是地質找礦中常用的儀器。

該儀器的探測靈敏度為5s^-1（cps）/10^-6eU（平衡鈾含量），即岩石、土壤中每10^-6eU 能產生每秒5個計數。儀器顯示器上讀出的是以10^-6eU為單位的鈾含量值。

顯示器為四位液晶顯示器。定時器給出選定的測量時間信號。報警器根據設定的計數 率信號以及計數溢出、電池電壓不足等進行報警。儀器適應工作溫度為：-10～＋50℃；耗電為150mW，用兩節一號電池供電，可用40h。

國外使用的類似儀器也很多，如美國的GR—101A型γ輻射儀，僅有1.25kg，改進 後的GR-110為四位液晶顯示器讀數的數字γ輻射儀，探測器為13cm³的NaI（TI）晶體。

在野外進行γ測量工作之前，需要對輻射儀進行標定。例如作10-6標定時可在已知含量（10^-6值）的平衡鈾礦飽和模型上進行；作γ標定時一般藉助1號和6號鐳源進行。在工作期間還要定期檢查輻射儀的穩定性、准確性及多台儀器對比的一致性。

用輻射儀在野外進行測量所記錄的γ射線強度，實際上包括岩石和土壤中的放射性物 質引起的γ強度、宇宙射線的強度以及儀器本身所含的和所沾染的放射性物質引起的γ強 度。後二者之和稱為自然底數，可以在工作地區採取一定的方法加以測定。整理野外資料 時必須從觀測值中減去自然底數，然後才能作為繪製成果圖件的依據。

2.成果圖件及資源解釋評價

γ測量的成果一般表示成實際資料圖、γ強度等值圖、γ強度剖面圖以及相對γ等值 圖和區域研究程度圖等。這里僅解釋一下相對γ等值圖，其餘圖件與其他物探方法類似。

繪制相對γ等值圖時，為排除岩性變化因素的干擾，可採用以均方差（σ）的倍數為 等值線間距的辦法。這種圖可有三個等級，即X＋σ，X＋2σ，X＋3σ，勾繪等值線時，不 看絕對γ強度值多少，而是將不同岩石的相同等級X＋σ（或X＋2σ，或X＋3σ）值連接 起來。等值線的值也以背景值X和均方差的倍數來標注。

對普查鈾礦床所發現的γ異常進行評價，以確定其是否具有工業遠景意義時，必須考 慮到放射性元素在自然界中的分布非常廣泛而分散的特點，而且引起γ異常的因素比較 多，並且地面γ測量的探測深度不超過1～2m，一般只能圈定地表放射性元素增多地段，不能反映地下深部的情況。因此，必須到現場進行詳細地調查研究，以確定異常的性質、 強度和分布范圍，異常賦存的地質條件和控制因素，以及放射性平衡情況。必要時應作γ 詳查，浮土覆蓋地區可作射氣測量或其他物化探方法，然後進行綜合評價。

必須強調，評價γ異常時，特別要注意該地區鈾、鐳是否處於長期平衡狀態。因為γ異常並不一定意味著鈾的含量高。例如礦床出露地表或處於氧化帶中而附近又有斷裂跡 象，就很容易受淋濾風化作用以致鈾被溶解運走，其結果是改變了鈾、鐳的相對數量，使 平衡偏向鐳。這時γ異常主要是鐳的反映，工業價值不大。若被運走的鈾在適當的環境沉 積下來，形成次生鈾礦，但沉積時間未達到鈾、鐳平衡所需的年代，則鐳的數量積累不 夠，平衡偏向於鈾。此時γ異常較弱，但主要是鈾的反映，具有較大的工業價值。所以在 野外工作中發現了γ異常，既不能僅僅根據γ異常的強度來估計礦床的遠景，也不應隨意 放棄弱異常，必須對異常進行綜合研究。

3. 應用范圍

地面γ測量是普查鈾、釷礦床的有效方法，適用於各種地形、地貌和氣候條件。在基 岩出露良好和覆蓋層不厚的地區進行這項工作，效果更佳。

目前地面γ測量除了用於直接尋找鈾、釷礦床和確定成礦遠景區外，還用於地質填 圖、尋找與放射性元素有共生關系的其他礦產、探測地下水以及解決其他的一些地質 問題。

地下水通常並無放射性。然而，岩層的斷裂帶、構造帶和不同岩性的接觸帶等處能成為地下水賦存或遷移的場所。在斷裂帶和一些構造接觸帶，岩石破碎，裂隙發育，地下水 易於流通，並將岩石中的鈾、鐳、氡等元素溶解，使之遷移和析出，在地面上可形成放射 性元素分布的異常；在不同岩性的接觸帶地區，因岩性有差異而放射性元素的含量不同，也會引起γ強度的變化。因此，通過地面γ測量可以發現與地下水有關的蓄水構造，從而 間接地找到地下水。根據我國多年來用γ測量法找水的經驗，在含水的構造斷裂帶上所測 到的γ射線強度通常只有周圍背景值的1.1～1.8倍，因此需要採用靈敏度和穩定性較高 的輻射儀進行工作。

（二）地面γ能譜測量

γ能譜測量是利用分別記錄幾種不同能量段內射線強度的能譜儀，測定岩石、土壤中的鈾、釷、鉀含量的一類野外方法。相應的也有地面、航空和井中γ能譜測量。

在鈾、釷混合地區，地面γ測量不能將鈾、釷異常區分開來，這時就要採用γ能譜測量。γ能譜測量採用γ能譜儀，在現場即可測定岩石或土壤中的鈾、釷、鉀含量。

1.γ能譜測量的基本原理

前面已經講到，不同放射性元素放出不同能量的γ射線，把γ射線按其能量大小排列，即構成了γ射線譜或稱能譜，表5-5列出鈾、釷系的主要γ輻射體的能譜成分，圖5-2上是它們的γ譜線圖。圖中可見，它們都是線譜。但鈾、釷系的線譜有明顯的 差別。鈾系中可以看到0.352MeV（兆電子伏），0.609MeV，1.12MeV和1.76MeV等 譜線，後者特別明顯成為它的特徵譜；而釷系中則有0.239MeV，0.338MeV，0.583MeV，0.908MeV和2.62MeV等，其中非常突出的是2.62MeV譜線，它成為釷 系的特徵譜。鉀的放射性同位素40K的γ能譜只有一條1.46MeV的譜線，它也是鉀的 特徵譜線。

表5-5 鈾系和釷系的γ譜成分

綜上所述可知，每一種γ輻射體都要放出自己特有的、能量確定的γ射線。因此，如果在野外條件下直接在選定的地點可以測出某種能量的特徵γ譜線，就能唯一地確定具有 該譜線的放射性元素的存在。而且將測得的γ強度與標准樣品的γ強度進行對比和計算，還可以確定該元素在土壤和岩、礦石中的含量。這就是γ能譜測量的基本原理。

2. 野外工作與能譜儀

能譜測量的測網選擇與要求，比例尺的確定，甚至資料整理的方法都與γ測量相似。只是能譜測量需要按預先布置的測線或測網定點、定時計數。

圖5-2 鈾系和釷系的主要γ射線譜線圖

目前野外使用的能譜儀主要為FD-3014積分能譜儀，其整體結構原理與FD-3013γ 輻射儀類似，其主要差別在甄別器閾電壓可調。可以分別測量不同能量閾的γ射線總計 數，可以定性地分別測量鈾含量和釷含量。

類似這種輕便型積分γ能譜儀，如加拿大的UG-130型單道積分γ能譜儀和GRS- 400型積分能譜儀，兩者的NaI（TI）晶體大小不同，均設有5個閾電壓位置。

此外，在放射性礦產找礦勘探中常用的是四道γ能譜儀。目的是一次同時測量礦石、土壤中的鈾、釷、鉀的含量。有地面四道γ能譜儀和四道γ能譜測井儀等。目前國內應用 的四道γ能譜儀主要是上海地質儀器廠生產的FD-3022型能譜儀。該儀器除具有鈾、 釷、鉀三道外，還有一個記錄總計數率（即γ射線總強度）的積分道，稱為總道。這類儀 器在它的記錄裝置電子線路中設置了專用的數字運算器，可以直接將測點上所測定的總計 數率和鈾、釷、鉀含量同時呈現在數字顯示屏上。

我國目前使用的航空γ測量裝置都是加拿大Exploranium公司生產的256道航空γ能 譜儀。一種為GR-800D，另一種為GR-820。後者的所有數據採集都在空中完成，最後 輸出得到是一張硬碟。室內有一台計算機對硬碟輸入的數據進行計算處理，列印出各種 圖件。

3. 成果顯示及應用

根據野外觀測所獲得的鈾、釷、鉀含量，通常繪製成相應的含量剖面圖、等值線平面 圖或剖面平面圖。有時還要繪制釷鈾比（Th/U）、釷鉀比（Th/K）、鈾鉀比（U/K）剖 面圖或等值線平面圖。

地面γ能譜測量比γ（總量）測量的應用廣泛。除主要用於γ異常點（帶）的鈾、釷 定性分析，並在鈾、釷混合地區確定它們的含量以及在殘積—坡積發育地區測定地表的鈾（鐳）、釷、鉀含量之外，還可以比較有效地發現微弱的鐳分散暈；根據鈾、釷、鉀含量的 漸變或突變以確定不明顯的岩性界線或相變；根據區域地質條件與鈾、釷、鉀含量的關 系，包括研究均質花崗岩中的鈾、釷、鉀含量的空間關系，尋找稀有元素礦床，圈定鈾礦 化、釷礦化或稀土元素礦化的成礦遠景區；研究岩漿岩、變質岩的成因以及侵入體的形成 條件等等。

❺ 鈾、釷-鉛法及鉛同位素地球化學

（一）鈾、釷-鉛法

鈾、釷都為第七周期錒系元素，克拉克值分別為2.7×10^-6及9.6×10^-6，在內生成礦作用中鈾、釷都呈四價離子。離子半徑U⁴⁺為0.097nm，Th⁴⁺為0.102nm，兩者電價相同，半徑又非常相近。因此，鈾、釷一般緊密共生，含鈾礦物一般都含釷，只是在表生作用下，釷仍然是Th⁴⁺，而鈾易氧化為六價狀態，形成［UO₂］²⁺離子，此時鈾、釷發生分離。

鈾有²³⁵U、²³⁸U、²³⁴U三種同位素，都具有放射性，其中²³⁸U/²³⁵U=137.88。釷只有一種同位素²³²Th。²³⁸U、²³⁵U和²³²Th衰變反應如下：

地球化學原理（第三版）

²³⁸U、²³⁵U和²³²Th的衰變常數分別為：λ₁=1.55125×10^-10a^-1、λ₂=9.8485×10^-10a^-1、λ₃=4.9475×10^-11a^-1。

自然界鉛同位素主要有四種：²⁰⁴Pb、²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb、²⁰⁸Pb，它們都是穩定同位素，其中²⁰⁴Pb是惟一的非放射性成因的鉛同位素。

鈾、釷-鉛方法的年齡計算基本公式為：

地球化學原理（第三版）

前面兩公式相除，又可獲得

地球化學原理（第三版）

這樣每一種鈾釷礦物同時可得到四個年齡，彼此可作為年齡測定的內部檢查，這是此方法的最大優點。

鈾、釷-鉛法一般採用單礦物樣品，最廣泛使用的是鋯石，其它幾種常用的礦物有：瀝青鈾礦、獨居石、榍石、磷灰石、釷石等。

每種礦物的初始鉛，即非放射性成因鉛的混入量，一般根據²⁰⁴Pb測定值及其同時代礦物的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb等比值扣除。

鈾釷鉛法測定一種礦物可以同時得到四個年齡，在很好的封閉體系中，四個年齡應是一樣的，這稱為一致年齡或和諧年齡。例如我國內蒙古偉晶岩中的獨居石年齡（Ma）：²⁰⁶Pb/²³⁸U=1730，²⁰⁷Pb/²³⁵U=1700，²⁰⁸Pb/²³²Th=1770，²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=1680。這幾個年齡數據基本上是一致的，平均為1720±39Ma。

當年齡值不一致時，年齡選擇如下：①當 Th≫U 時，取²⁰⁸ P b/²³² Th年齡；②當U≫Th時，老年齡礦物（大於 1000Ma）取²⁰⁷ Pb/²⁰⁶ Pb年齡或²⁰⁷ Pb/²³⁵ U 年齡；③小於 1000Ma 的礦物，取²⁰⁶ P b/²³⁸ U年齡。

礦物的不一致年齡標志了U-Pb體系的封閉性曾遭到破壞，由於²³⁵U/²³⁸U比值在地球中是一個常數，²³⁵U→²⁰⁷Pb，²³⁸U→²⁰⁶Pb計時體系是互相關聯的。當有一組礦物，在某一時間發生鉛丟失事件而具有不一致年齡時，則可通過U-Pb年齡的「一致曲線與不一致線」處理方法，恢復礦物形成的真正年齡，還可以測定發生鉛丟失事件的年齡。這是U-Pb法特有的優點，即能在封閉體系遭到破壞時還能恢復其真實年齡。此法為韋瑟里爾首創，亦稱韋瑟里爾圖解。

關於一致曲線，如果礦物的封閉體系未受破壞，則²⁰⁶Pb/²³⁸U及²⁰⁷Pb/²³⁵U所得兩個年齡值應該是相等的，即：

地球化學原理（第三版）

也就是：

地球化學原理（第三版）

圖3-5 遼北太古宙花崗岩系鋯石不一致與一致曲線

以²⁰⁶Pb/²³⁸U和²⁰⁷Pb/²³⁵U為坐標，將得到U-Pb年齡的「一致曲線」（圖4-4），曲線上每個點代表一個年齡值。一種礦物的鈾鉛同位素分析結果²⁰⁶Pb/²³⁸U及²⁰⁷Pb/²³⁵U值（已扣除初始鉛），落在這條曲線上，即獲得一致年齡。

當在某一時刻由於地質作用（變質作用、交代作用或現代的風化作用等）而發生了部分鉛的丟失事件，則礦物²⁰⁶Pb/²³⁸U及²⁰⁷Pb/²³⁵U年齡值將不一致，投在圖3-5上的坐標點將不落在一致曲線上。如果測定的不是單個礦物，而是同時生成、同時發生部分鉛丟失的一組共生礦物，則在圖上這些點將形成一條直線，並與一致曲線相交，其上交點為礦物形成的年齡，其下交點為發生鉛丟失事件的年齡，亦即變質作用年齡。如果鉛丟失發生於近代風化作用中，則下交點顯然將經過圖解的零點。

例如遼寧北部太古宙的雲英閃長岩、花崗閃長岩、黑雲母花崗岩的一組鋯英石，構成一條很好的不一致線，其上交點2510Ma，其下交點為170Ma，說明整個岩系形成於太古宙末，而在中生代時遭受了不同程度的熱擾動，這和地質情況是完全吻合的。這套花崗岩系包裹了鞍山群地層，並在南部為古元古代遼河群所覆蓋，因而其形成時代應為太古宙末期，而本區大量中生代火山岩與花崗岩的產出，說明中生代時期確曾遭受了強烈的熱擾動。

對於不一致線目前還有其它幾個理論解釋，如蒂爾頓1960提出了鉛連續擴散理論，這個理論認為上交點能恢復礦物形成的年齡，而下交點是無意義的。

近十年來，鋯石U-Pb同位素年代學研究取得了重要進展。首先是應用電子背散射成像和陰極發光技術，了解鋯石內部的精細結構，研究不同成因的鋯石環帶，用微束分析技術測定不同結構部位的成分，再用SHRIMP（高靈敏度高精度離子探針質譜）技術原位測定其同位素年齡。

（二）鉛同位素的地球化學

從地球形成到現代的歷史發展過程中，由於鈾、釷不斷衰變為鉛，因而²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb、²⁰⁸Pb在不斷增長，而²⁰⁴Pb保持總量不變。這樣鉛同位素組成隨地質年代及體系中的U/Pb、Th/Pb比值的變化而不斷變化。

地球原始鉛同位素組成以隕石中隕硫鐵的鉛同位素比值來代表。泊特遜（Patterson，1995）首次公布了原始鉛的組成，其後不同學者又作了多次修正。Tatsumoto1973的數據為：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=9.307，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=10.294，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=29.476。

由於不同地點的鉛發展體系的U/Pb比值不同，因此，近代鉛的同位素比值在不同的地點是有較大變動的。目前一般以太平洋海泥中的鉛同位素平均值為近代鉛的代表，多伊等（Doe et al.，1974）的數據為²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.773，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.681，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.736。

根據地質歷史過程中²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb、²⁰⁸Pb不斷增長的原理，在某一地質時代形成的方鉛礦或其它脫離了U-Pb放射性系統的鉛礦物，其鉛同位素組成應為：

地球化學原理（第三版）

上述公式就是鉛的原始增長公式，為鉛同位素地球化學最基本的公式，表明一個脫離了U-Pb放射性系統的鉛礦物中鉛同位素比值決定於該礦物形成的時代，以及該礦物形成環境的U/Pb比值及Th/Pb比值。

前兩個公式分別移項相除可得：

地球化學原理（第三版）

這就是原始等時線公式。它說明了一個脫離U-Pb放射性系統的鉛礦物中²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb及²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的比值只決定於礦物的形成時間，或者說在各種U/Pb比值系統中同時形成的礦物其²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb與²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的比值是一樣的，即是個常數。需強調指出，至今所討論的都是指自地球形成到該礦物晶出的整個時間內，鉛演化是在單階段演化條件下進行的，原始增長公式也就是一次增長公式。

每一種方鉛礦等鉛礦物在測定了²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb及²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值後，代入原始增長公式，求出Φ值，即可獲得該礦物的年齡：

地球化學原理（第三版）

此年齡稱為原始等時線模式年齡，或Φ值年齡。這個公式的數學計算過程比較復雜，所以一般常用查表法（表3-3）。該表是霍姆斯-豪特曼採用老常數計算的，目前仍被廣泛應用。例如我國遼寧北部紅透山塊狀硫化物礦床中方鉛礦的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=13.898，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=14.696，計算求得Φ，查表為2560Ma。

表3-3 與Φ值相對應的模式年齡（Ma）

在獲得礦物的模式年齡後，代入原始增長公式，即可求得鉛演化體系的μ值（²³⁸U/²⁰⁴Pb）、ν值（²³⁵U/²⁰⁴Pb）和ω值（²³²Th/²⁰⁴Pb）：

地球化學原理（第三版）

地球化學原理（第三版）

並進一步可以計算Th/U比值

地球化學原理（第三版）

利用正常鉛的鉛同位素所計算出來的²³²Th/²⁰⁴Pb比值通常變動在30～40之間，而²³⁸U/²⁰⁴Pb比值一般變化在8～10之間，所以正常鉛來源區中Th/U比值在2.90到4.84范圍內變動。這些數值與目前觀測到的地球岩石的Th/U比值范圍非常近似。

同位素地球化學研究中常用²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb^-206Pb/²⁰⁴Pb發展曲線圖解來形象地表示鉛同位素演化特點（圖3-6），圖中M點為地球原始鉛，μ值（²³⁸U/²⁰⁴Pb）為8、9、10的三條曲線分別代表在不同的²³⁸U/²⁰⁴Pb比值條件下鉛同位素的發展曲線。0×10²Ma、10×10²Ma、20×10²Ma、30×10²Ma等直線都是等時線。當一個方鉛礦樣品進行鉛同位素分析後，將²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值投在圖上，就能清楚地看出：在一次增長條件下，此鉛在什麼時間形成的，是在什麼²³⁸U/²⁰⁴Pb體系中發展起來的。例如遼寧關門山礦區工業礦體中鉛同位素（圖3-6上1號點）具有約1800Ma的模式年齡，發展於²³⁸U/²⁰⁴Pb比值平均為8.3的U-Pb體系中，而該區不具工業價值的「苞米粒子」方鉛礦（圖3-6上的點2），其模式年齡為200Ma左右，發育於²³⁸U/²⁰⁴Pb比值平均為8.7的U-Pb體系中。紅透山Cu-Zn礦床形成於約2600Ma前，發育於²³⁸U/²⁰⁴Pb比值平均為8.7的U-Pb體系中（圖3-6中3號點）。

圖3-6 鉛同位素增長曲線

除了解決成礦年齡外，對比礦石鉛及岩石普通鉛的同位素特徵是解決岩石與礦床成因關系的有效手段之一。遼東古元古代遼河群大理岩中有大量的鉛鋅礦床，並有1900Ma的花崗岩及200Ma左右的中生代花崗岩。產於沱溝鉛鋅礦床中的鉛同位素為²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.978，附近的K-Ar年齡為1900Ma的偉晶岩長石鉛為²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.965，考慮到長石鉛沒有進行微量鈾校正，兩者是非常接近的，是經歷了同一鉛同位素均勻化作用的產物，說明它們可能存在密切的成因關系；而另一種產於青城子鉛鋅礦床中的鉛同位素為²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.870，附近的新嶺花崗岩（K-Ar年齡220Ma）的長石鉛為²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.874，則說明了青城子鉛鋅礦與中生代花崗岩的成因聯系。礦床學的研究也證實了有兩期成礦作用的存在。

20世紀80年代後期，鉛同位素在示蹤物質來源、圈定找礦靶區、判別構造環境等方面取得許多重要進展。在不同礦種與不同成因的礦床之間，礦石鉛同位素組成存在著明顯差異。例如，鎢—錫礦的鉛同位素組成具有釷—鈾與鈾—鉛富集特徵，大型金礦床與金礦帶的礦石鉛同位素組成比同一地區的其它礦種礦石具有更強的富釷—鈾特徵，而以銅為主的多金屬礦床常具有貧釷—鈾與貧鈾—鉛特徵。利用鉛同位素可示蹤找礦靶區，例如陳好壽等（1994）在對廣東玉水—銀矢富銅多金屬礦帶中的玉水式銅礦床與銀矢式鉛鋅礦床的研究中，採用²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb特徵值作為找礦標志，把²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.150±0.150和²⁰⁶Pb/²⁰⁷PB=1.155±0.005作為玉水式銅礦的找礦標志，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.65±0.05和²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb=1.19±0.01作為銀矢式鉛鋅礦的找礦標志，對若干預測區進行預測，其結果與物、化探預測結果一致。

還應指出許多鉛同位素是經歷了兩個以上不同的²³⁸U/²⁰⁴Pb（μ值）系統發展的，此時鉛同位素的演化公式為：

地球化學原理（第三版）

這是二次增長公式。如果經過兩階段發展的鉛用原始等時線去求模式年齡，得到的結果將與地質的真實年齡完全不符，某些鉛經過了富鈾的發展階段（μ值特大階段），甚至可能算出負的年齡值，顯然這是不符合事實的。這些鉛都是異常鉛，即經歷了非正常U/Pb比值系統發展的鉛。此時模式年齡沒有地質年齡意義。如果模式年齡比真實地質年齡老，則表明鉛發展過程經歷了貧鈾富鉛的階段，如果模式年齡比真實地質年齡新，直至出現負年齡則表明它經歷了富鈾貧鉛的發展階段。

❻ 放射性測量方法

放射性測量方法按放射源不同可分為兩大類:一類是天然放射性方法，主要有γ測量法、α測量法等;另一類是人工放射性方法，主要有X射線熒光法、中子法等。表7.1給出了幾種放射性測量方法的簡單對比。

7.1.2.1 γ測量

γ測量法是利用輻射儀或能譜儀測量地表岩石或覆蓋層中放射性核素產生的γ射線，根據射線能量的不同判別不同的放射性元素，而根據活度的不同確定元素的含量。γ測量可分為航空γ測量、汽車γ測量、地面(步行)γ測量和γ測井，其物理基礎都是相同的。

根據所記錄的γ射線能量范圍的不同，γ測量可分為γ總量測量和γ能譜測量。

(1)γ總量測量

γ總量測量簡稱γ測量，它探測的是超過某一能量閾值的鈾、釷、鉀等的γ射線的總活度。γ總量測量常用的儀器是γ閃爍輻射儀，它的主要部分是閃爍計數器。閃爍體被入射的γ射線照射時會產生光子，光子經光電倍增管轉換後，成為電信號輸出，由此可記錄γ射線的活度。γ輻射儀測到的γ射線是測點附近岩石、土壤的γ輻射、宇宙射線的貢獻以及儀器本身的輻射及其他因素的貢獻三項之和，其中後兩項為γ輻射儀自然底數(或稱本底)。要定期測定儀器的自然底數，以便求出與岩石、土壤有關的γ輻射。岩石中正常含量的放射性核素所產生的γ射線活度稱為正常底數或背景值，各種岩石有不同的正常底數，可以按統計方法求取，作為正常場值。

表7.1 幾種放射性法的簡單對比

續表

(2)γ能譜測量

γ能譜測量記錄的是特徵譜段的γ射線，可區分出鈾、釷、鉀等天然放射性元素和銫－137、銫－134、鈷－60等人工放射性同位素的γ輻射。其基本原理是不同放射性核素輻射出的γ射線能量是不同的，鈾系、釷系、鉀－40和人工放射性同位素的γ射線能譜存在著一定的差異，利用這種差異選擇幾個合適的譜段作能譜測量，能推算出介質中的鈾、釷、鉀和其他放射性同位素的含量。

為了推算出岩石中鈾、釷、鉀的含量，通常選擇三個能譜段，即第一道:1.3～1.6MeV;第二道:1.6～2.0MeV;第三道:2.0～2.9MeV。每一測量道的譜段范圍稱為道寬。由於第一道對應⁴⁰K的γ射線能譜，第二道、第三道則分別主要反映鈾系中的²¹⁴Bi和釷系中的²⁰⁸Tl的貢獻，故常把第一、二、三道分別稱為鉀道、鈾道和釷道。但是，鉀道既記錄了⁴⁰K的貢獻，又包含有鈾、釷的貢獻。同樣，鈾道中也包含釷的貢獻。當進行環境測量時往往增設¹³⁷Cs，¹³⁴Cs，⁶⁰Co等道。

γ能譜測量可以得到γ射線的總計數，鈾、釷、鉀含量和它們的比值(U/Th，U/K，Th/K)等數據，是一種多參數、高效率的放射性測量方法。

7.1.2.2 射氣測量

射氣測量是用射氣儀測量土壤中放射性氣體濃度的一種瞬時測氡的放射性方法。目的是發現浮土覆蓋下的鈾、釷礦體，圈定構造帶或破碎帶，劃分岩層的接觸界限。

射氣測量的對象是²²²Rn，²²⁰Rn，²¹⁹Rn。氡放出的α射線穿透能力雖然很弱(一張紙即可擋住)，但它的運移能力卻很強。氡所到之處能有α輻射，用α輻射儀可方便測定。²²²Rn，²²⁰Rn的半衰期分別為3.8d和56s，前者衰變較後者慢得多，以此可加以區分。

工作時，先在測點位置打取氣孔，深約0.5～1m，再將取氣器埋入孔中，用氣筒把土壤中的氡吸入到儀器里，進行測量。測量完畢，應將儀器中的氣體排掉，以免氡氣污染儀器。

7.1.2.3 Po－210測量

Po－210法，也寫作²¹⁰Po法或釙法，它是一種累積法測氡技術。²¹⁰Po法是在野外採取土樣或岩樣。用電化學處理的方法把樣品中的放射性核素²¹⁰Po置換到銅、銀、鎳等金屬片上，再用α輻射儀測量置換在金屬片上的²¹⁰Po放出來的α射線，確定²¹⁰Po的異常，用來發現深部鈾礦，尋找構造破碎帶，或解決環境與工程地質問題。

直接測氡，易受種種因素的影響，結果變化較大。測量²¹⁰Pb能較好地反映當地²²²Rn的平均情況。²¹⁰Po是一弱輻射體，不易測量，但其後²¹⁰Bi(半衰期5d)的子體²¹⁰Po卻有輻射較強的α輻射，半衰期長(138.4d)。因此，測²¹⁰Po即可了解²¹⁰Pb的情況，並較好地反映²²²Rn的分布規律。²¹⁰Po是²²²Rn的子體，沿有釷的貢獻。這是和γ測量、射氣測量、α徑跡測量的不同之處。只測量²¹⁰Po的α射線，而測不到Po的其他同位素放出的α射線，是因為它們的半衰期不同的緣故。

7.1.2.4 活性炭測量

活性炭法也是一種累積法測氡技術，靈敏度高，效率亦高，而技術簡單且成本低，能區分²²²Rn和²²⁰Rn，適用於覆蓋較厚，氣候乾旱，貯氣條件差的荒漠地區。探測深部鈾礦或解決其他有關地質問題。

活性炭測量的原理是在靜態條件下，乾燥的活性炭對氡有極強的吸附能力，並在一定情況下保持正比關系。因此，把裝有活性炭的取樣器埋在土壤里，活性炭中豐富的孔隙便能強烈地吸附土壤中的氡。一定時間後取出活性炭，測定其放射性，便可以了解該測點氡的情況，以此發現異常。

埋置活性炭之前，先在室內把活性炭裝在取樣器里，並稍加密封，以免吸附大氣中的氡。活性炭顆粒直徑約為0.4～3mm。每個取樣器里的活性炭重約數克至數十克，理置時間約為數小時至數十小時，一般為5d。時間可由實驗確定最佳值，埋置時間短，類似射氣測量;埋置時間長，類似徑跡測量，但徑跡測量除有氡的作用外，其他α輻射體也會有貢獻。活性炭測量只有氡的效果。也有把活性炭放在地面上來吸附氡的測量方法。

為了測量活性炭吸附的氡，可採取不同方法:①測量氡子體放出的γ射線;②測量氡及其子體放出的α射線。

7.1.2.5 熱釋光法

工作時，把熱釋光探測器埋在地下，使其接受α，β，γ射線的照射，熱釋光探測器將吸收它們的能量。一定時間後，取出探測器，送到實驗室，用專門的熱釋光測量儀器加熱熱釋光探測器，記錄下相應的溫度和光強。探測器所受輻射越多，其發光強度愈強。測定有關結果即可了解測點的輻射水平及放射性元素的分布情況，進而解決不同的地質問題。

自然界的礦物3/4以上有熱釋光現象。常溫條件下，礦物接受輻射獲得的能量，是能長期積累並保存下來的。只有當礦物受熱到一定程度，貯存的能量才能以光的形式釋放出來。根據礦物樣品的發光曲線，可以推算該礦物過去接受輻射的情況、溫度的情況等。

7.1.2.6 α測量法

α測量法是指通過測量氡及其衰變子體產生的α粒子的數量來尋找放射性目標體，以解決環境與工程問題的一類放射性測量方法。氡同位素及其衰變產物的α輻射是氡氣測量的主要物理基礎。

工程和環境調查中用得較多有α徑跡測量和α卡測量方法。

(1)α徑跡測量法

當α粒子射入絕緣體時，在其路徑上因輻射損傷會產生細微的痕跡，稱為潛跡(僅幾納米)。潛跡只有用電子顯微鏡才能看到。若把這種受過輻射損傷的材料浸泡在強酸或強鹼里，潛跡便會蝕刻擴大，當其直徑為微米量級時，用一般光學顯微鏡即可觀察到輻射粒子的徑跡。能產生徑跡的絕緣固體材料稱為固體徑跡探測器。α徑跡測量就是利用固體徑跡探測器探測徑跡的氡氣測量方法。

在工作地區取得大量α徑跡數據後，可利用統計方法確定該地區的徑跡底數，並據此劃分出正常場、偏高場、高場和異常場。徑跡密度大於底數加一倍均方差者為偏高場，加二倍均方差者為高場、加三倍均方差者為異常場。

(2)α卡法

α卡法是一種短期累積測氡的方法。α卡是用對氡的衰變子體(²¹⁸₈₄Po和214₈₄Po等)具有強吸附力的材料(聚酯鍍鋁薄膜或自身帶靜電的過氯乙烯細纖維)製成的卡片，埋於土壤中，使其聚集氡子體的沉澱物，一定時間後取出卡片，立即用α輻射儀測量卡片上的α輻射，藉此測定氡的濃度。由於測量的是卡片上收集的放射性核素輻射出的α射線，所以把卡片稱作α卡，有關的方法就稱為α卡法。如果把卡片做成杯狀，則稱為α杯法，其工作原理與α卡法相同。

7.1.2.7 γ－γ法

γ－γ法是一種人工放射性法，它是利用γ射線與物質作用產生的一些效應來解決有關地質問題，常用來測定岩石、土壤的密度或岩性。

γ－γ法測定密度的原理是當γ射線通過介質時會發生康普頓效應、光電效應等過程。若γ射線的照射量率I₀;γ射線穿過物質後，探測器接受到的數值為I，則I和I₀之間有一復雜的關系。即I=I₀·f(ρ，d，Z，E₀)，其中ρ為介質的密度，d為γ源與探測器間的距離，Z為介質的原子序數，E₀為入射γ射線能量。

在已知條件下做好量板，給出I/I₀與ρ，d的關系曲線。在野外測出I/I₀後，即可根據量板查出相應的密度值ρ。

7.1.2.8 X熒光測量

X射線熒光測量，也稱X熒光測量，是一種人工放射性方法，用來測定介質所含元素的種類和含量。其工作原理是利用人工放射性同位素放出的X射線去激活岩石礦物或土壤中的待測元素，使之產生特徵X射線(熒光)。測量這些特徵X射線的能量便可以確定樣品中元素的種類，根據特徵X射線的照射量率可測定該元素之含量。由於不同原子序數的元素放出的特徵X射線能量不同，因而可以根據其能量峰來區分不同的元素，根據其強度來確定元素含量，且可實現一次多元素測量。

根據激發源的不同，X熒光測量可分為電子激發X熒光分析、帶電粒子激發X熒光分析、電磁輻射激發X熒光分析。

X熒光測量可在現場測量，具有快速、工效高、成本低的特點。

7.1.2.9活化法

活化分析是指用中子、帶電粒子、γ射線等與樣品中所含核素發生核反應，使後者成為放射性核素(即將樣品活化)，然後測量此放射性核素的衰變特性(半衰期、射線能量、射線的強弱等)，用以確定待測樣品所含核素的種類及含量的分析技術。

若被分析樣品中某元素的一種穩定同位素X射線作用後轉化成放射性核素Y，則稱X核素被活化。活化分析就是通過測量標識射線能量、核素衰變常數、標識射線的放射性活度等數據來判斷X的存在並確定其含量。

能否進行活化分析以確定X核素存在與否，並作定量測量，關鍵在於:①X核素經某種射線照射後能否被活化，並具有足夠的放射性活度;②生成的Y核素是否具有適於測量的衰變特性，以利精確的放射性測量。

活化分析可分為中子活化分析、帶電粒子活化分析、光子活化分析等。

(1)中子活化分析

根據能量不同，中於可分為熱中子、快中子等。熱中子同原子核相互作用主要是俘獲反應，反應截面比快中子大幾個量級。反應堆的熱中子注量率一般比快中子的大幾個量級，因此熱中子活化分析更適應於痕量元素的分析。

(2)帶電粒子活化分析

常用的帶電粒子有質子、α粒子、氘核、氚核等，也有重粒子。

帶電粒子活化分析常用於輕元素，如硅、鍺、硼、碳、氮、氧等的分析。

(3)光子活化分析

常用電子直線加速器產生的高能軔致輻射來活化樣品。

❼ 鈾的形態分析

65.1.4.1 鈾的價態分析

(1)鈾礦石和岩石中鈾(Ⅳ)和鈾(Ⅵ)的測定

方法提要

試樣在高濃度硫酸羥胺、鄰菲啰啉、無水碳酸鈉保護劑存在下，加入氫氟酸在(40±5)℃溫度下瞬間進行分解。此時試樣中的鈾(Ⅵ)以UO²⁺₂形式進入溶液，並立即生成穩定的UO₂F₂配合物;而試樣中鈾(Ⅳ)則生成溶解度極小的UF₄沉澱。當用釷作載體時，鈾(Ⅳ)沉澱被定量載帶下來。用抽濾法快速將沉澱和濾液分離。抽濾後的鈾(Ⅳ)沉澱視含量高低分別選用容量法或激光熒光法進行測定。方法適合於2×10^-6以上鈾(Ⅳ)的測定。

鈾(Ⅵ)的含量可用總鈾量減去鈾(Ⅳ)量求得;也可以由濾液中分取部分溶液經破壞有機物後轉入50mL容量瓶中，用激光熒光法進行鈾(Ⅵ)量的測定。方法適合於1×10^-7以上鈾(Ⅵ)的測定。

儀器和裝置

激光熒光鈾分析儀。

布氏漏斗內徑50mm。

試劑

無水碳酸鈉。

鄰菲啰啉。

硫酸羥胺。

氫氟酸。

高氯酸。

硝酸。

鹽酸。

磷酸。

硫酸。

氯化鈣溶液(50g/L)。

硫酸釷溶液(0.5mol/LH₂SO₄溶液中含Th2.5mg/mL)。

三氯化鈦溶液(150g/L)。

亞硝酸鈉溶液(150g/L)。

尿素溶液(200g/L)。

硫酸亞鐵銨溶液(100g/L)。

鈾熒光增強劑(核工業北京地質研究院生產，簡稱J-22)。

混合溶液(J-22100mL加入900mL2.5g/LNaOH溶液混合)。

釩酸銨標准溶液(對鈾的滴定度T=0.0003g/mL)配製及標定方法見本章

65.1.3.1亞鐵還原-釩酸銨氧化容量法。

鈾標准儲備溶液ρ(U)=1.00mg/mL稱取0.2948g烘乾的基準試劑八氧化三鈾於燒杯中，加入10mLHNO₃，加熱至完全溶解，蒸發至近干後，加入10mLHNO₃提取，用水沖洗表面皿並轉入250mL容量瓶中，用水稀釋至刻度，搖勻。

鈾標准溶液ρ(U)=10.0μg/mL用(1+99)HNO₃稀釋鈾標准儲備溶液配製。

根據需要移取適量鈾標准溶液分別配製0.2μg/mL和1.0μg/mL鈾標准工作溶液。

二苯胺磺酸鈉指示劑(5g/L，溶解於0.5mol/LH₂SO₄溶液中)。

鈾空礦(鈾含量小於1μg/g的長石)。

分析步驟

A.試樣分解及U(Ⅳ)與U(Ⅵ)的分離。於乾燥的塑料燒杯中加入0.6g硫酸羥胺、0.3g鄰菲啰啉、50.0mg鈾空礦，稱入25～50mg(精確至0.01mg，視總鈾含量)試樣，然後加入2mLHF，立即搖動燒杯，迅速依次加入8mL溫度為(40±5)℃的硫酸釷溶液、0.1gNa₂CO₃和1mLCaCl₂溶液，並不斷攪勻後，立即將試樣轉入已預備好的布氏漏斗進行快速抽濾。溶液抽干後用4～5mL0.5mol/LH₂SO₄洗滌燒杯和濾紙各3～4次。將沉澱及濾紙轉入100mL燒杯中，用水沖洗漏斗，洗液並入燒杯中，待處理後供測定鈾(Ⅳ)用。

B.鈾(Ⅳ)沉澱的處理。在盛有鈾(Ⅳ)沉澱的燒杯中加入14mLHNO₃和5mLHClO₄，置於電熱板上加熱溶解直至蒸干冒盡白煙，視鈾含量的高低分別選用容量法或激光熒光法進行鈾的測定。

a.容量法測定鈾(Ⅳ)。向上述處理過的鈾沉澱加入2mLHCl，提取鹽類並加熱至1mL左右，沿壁加入20mL(2+3)H₃PO₄，再加熱溶解，並轉入錐形瓶中，總體積控制在30mL左右，在不斷搖動下，逐滴加入三氯化鈦溶液直至出現穩定的紫紅色，再過量2滴，放置5min，加1mLHCl和1.5mLNaNO₂溶液，用力搖動錐形瓶至棕色褪去，加5mL尿素溶液，繼續搖動至氣泡消失。5min後加2滴二苯胺磺酸鈉指示劑，用釩酸銨標准溶液滴定至出現微紅色為終點。

b.激光熒光法測定鈾(Ⅳ)。向上述處理過的鈾沉澱中加入5mL(1+2)HNO₃，置於已預熱的電爐上加熱使鹽類溶解，並立即取下燒杯，將溶液轉入50mL容量瓶中，用水稀釋至刻度，搖勻，放置過夜。分取0.50mL以上試液於測量石英皿中，加入4.5mL混合溶液進行測量，記錄鈾熒光強度(F₁)，准確加入適量體積、適量濃度的鈾標准溶液，攪勻，再測量其熒光強度(F₂)。

(2)總鈾量的測定

a.激光熒光法測定總鈾量。稱取0.1g(精確至0.0001g)試樣置於30mL聚四氟乙烯坩堝中，加入2mLHF、5mLHNO₃和2mLHClO₄，搖勻，置於已預熱的電熱板上加熱分解，蓋上蓋子，中溫微沸至試樣分解完全。去掉蓋子繼續加熱至白煙冒盡，取下坩堝，沿壁加入5mL(1+2)HNO₃，以下操作按上述激光熒光法測定鈾(Ⅳ)步驟進行。

b.容量法測定總鈾量。稱取0.1～0.3g(精確至0.0001g)試樣置於150mL玻璃燒杯中，加水濕潤試樣，加20mLHCl、2mLHF和15mLH₃PO₄，搖勻後置已預熱的電爐上加熱分解，至試樣液面無大氣泡為止。取下燒杯稍冷後加入25mL熱水，搖勻，再加熱至沸時加入3mL硫酸亞鐵銨溶液，沸騰後立即取下燒杯，趁熱過濾，濾液收集於250mL錐形瓶中，用25mL(2+3)H₃PO₄分別洗滌燒杯和漏斗，在室溫下，加1mLHCl、1.5mLNaNO₂溶液。以下操作按容量法測定鈾(Ⅳ)步驟進行。

按式(65.1)計算容量法測定鈾的含量。

按式(65.30)計算激光熒光法測定鈾的含量:

岩石礦物分析第三分冊有色、稀有、分散、稀土、貴金屬礦石及鈾釷礦石分析

式中:w(U)為試樣中鈾的質量分數，μg/g;F₁為試樣中鈾熒光強度;F₂為試樣加入鈾標准溶液後熒光強度;V₃為試樣加入鈾標准溶液的體積，mL;ρ(U)為加入鈾標准溶液的濃度，μg/mL;V₁為試樣溶液的總體積，mL;V₂為分取試樣溶液的體積，mL;m為稱取試樣的質量，g;w(BK)為空白試驗鈾質量分數，μg/g。

注意事項

1)試樣分解及鈾(Ⅳ)的分離操作應盡快完成，防止四價鈾被氧化。

2)測定方法視鈾含量而定。低含量鈾的測定也可以採用光度法或極譜法，但應在鈾(Ⅳ)和鈾(Ⅵ)分離以後，再經TBP色層柱富集鈾並與干擾元素分離後測定。

(3)瀝青鈾礦中鈾(Ⅳ)和鈾(Ⅵ)的測定

方法提要

試樣經氫氟酸-硫酸分解，四價鈾以四氟化鈾形式沉澱，加入二氧化硅後四氟化鈾溶解:

3UF₄+2SiO₂+6H₂SO₄=3U(SO₄)₂+2H₂SiF₆+4H₂O

然後在磷酸介質中用釩酸銨標准溶液滴定四價鈾。六價鈾的含量用常規方法測定總鈾量減去四價鈾求得。

試劑

二氧化硅粉末(<74μm)。

硫酸。

磷酸。

氫氟酸-硫酸混合液50mLHF與100mL0.5mol/LH₂SO₄混合，貯存於塑料瓶中。

釩酸銨標准溶液(對鈾的滴定度T=0.0003g/mL)配製及標定方法見本章

65.1.3.1亞鐵還原-釩酸銨氧化容量法。

N-苯基鄰氨基苯甲酸溶液稱取0.2gN-苯基鄰氨基苯甲酸溶解於2g/L碳酸鈉溶液中。

二苯胺磺酸鈉溶液稱取0.5g二苯胺磺酸鈉溶解於100mL0.5mol/LH₂SO₄中。

分析步驟

稱取5～10mg(精確至0.01mg)試樣置於50mL聚四氟乙烯燒杯中，加入3mLHF-H₂SO₄混合液，搖勻，蓋上塑料片，放置5min，待綠色沉澱出現後，加入3～5g二氧化硅粉末，加入10mL近沸的6mol/LH₂SO₄，加熱煮沸8～10min。稍冷，轉入100mL錐形瓶中，用20mL(25+75)H₃PO₄分4次洗滌燒杯，合並於錐形瓶中，在冷水中冷卻至室溫。加入二苯胺磺酸鈉和N-苯基鄰氨基苯甲酸指示劑各2滴，用釩酸銨標准溶液滴定至呈現穩定紫色即為終點。

按式(65.1)計算鈾(Ⅳ)的含量。

六價鈾的含量同65.1.4.1(1)鈾(Ⅳ)和鈾(Ⅵ)的測定。

注意事項

5mg試樣中，含10μg釩(Ⅴ)、20μg鐵(Ⅲ)、50μg鉬(Ⅵ)、3mg鈦(Ⅳ)和5mg錳(Ⅱ)不影響測定結果，二氧化錳的存在使鈾(Ⅳ)的結果嚴重偏低。

65.1.4.2 鈾的順序提取形態分析

在地球化學環境中，鈾是比較容易遷移的元素。在還原條件下，鈾遷移大多隻限於厘米級的范圍。當環境具備充分的氧化性使鈾醯離子及其配合物保持穩定時，鈾可以從蝕變源岩遷移很遠，直至溶液化學變化導致鈾礦物沉澱。當氧化鈾接觸較強還原能力的環境時，鈾即還原並形成晶質鈾礦、鈾石或鈦鈾礦。在廣泛變化的環境中可形成六價鈾礦物沉澱，進而形成種類繁多的鈾醯礦物。由於在氧化的水溶液環境中，晶質鈾礦可以迅速溶解，進而形成發育復雜的鈾醯礦物與晶質鈾礦的共生組合。利用鈾礦物和鈾形態分析研究鈾遷移活動規律在近年來受到重視，利用鈾分量進行地球化學找礦應用研究也引起關注。

方法提要

採用順序提取方法用不同試劑提取砂岩鈾礦地質試樣中鈾及伴生元素釩、鉬、硒、錸、鉛的各形態，以ICP-MS法進行測定。提取方法採用Tessier流程，提取的形態為:可交換態、碳酸鹽結合態、鐵錳氧化物結合態、有機結合態和殘余態。

通過模擬驗證並在已知礦區的應用，對本方法的實用性進行檢驗。結果表明，碳酸鹽結合態鈾具有指示地下鈾礦信息的特徵。

儀器與裝置

電感耦合等離子體質譜儀。

自動控溫電熱板最高溫度為400℃，控制精度小於5℃，表面有聚四氟乙烯塗層。

恆溫乾燥箱(-20℃～400℃)。

離心機。

試劑

鹽酸。

硝酸。

氫氟酸。

高氯酸。

過氧化氫。

乙酸c(HAc)=0.11mol/L在通風櫥中向1L有刻度的聚丙烯瓶或者聚乙烯瓶中加入大約0.5L水，然後加入(25±0.2)mLHAc，用水稀釋至刻度，搖勻。取此溶液250mL用水稀釋至1L，搖勻。

鹽酸羥胺-乙酸溶液c(NH₂OH·HCl)=0.04mol/L稱取2.78gNH₂OH·HCl，溶於(1+3)HAc溶液中，移至1000mL容量瓶中，以(1+3)HAc稀釋至刻度，搖勻。

乙酸銨溶液c(NH₄Ac)=3.2mol/L稱取246.7gNH₄Ac，溶於(1+4)HNO₃，轉移至1000mL容量瓶中，以(1+4)HNO₃稀釋至刻度，搖勻。

上述試劑均為高純或MOS級，實驗用水為去離子蒸餾純化水。

分析步驟

(1)總鈾及伴生元素含量測定的試樣處理

稱取50mg(精確至0.01mg)試樣(160目)置於聚四氟乙烯消解罐中，加入6mLHF和2mLHNO₃，加蓋蓋緊，放到恆溫乾燥箱中於180℃加熱消解48h，待溶液澄清後補加3滴HClO₄，在電熱板上加熱至冒白煙，蒸發至近干。然後用2mL(1+1)HNO₃提取，再放到恆溫乾燥箱中於180℃加熱消解2h，然後轉移至50mL容量瓶中，用水稀釋至刻度，搖勻。用ICP-MS法測定。

(2)鈾及伴生元素的各種形態的順序提取

稱取1g(精確至0.0001g)試樣置於50mL離心管中，按以下步驟提取各形態溶液。

a.水溶態。於離心管中加入25mL水，在室溫下適當攪拌浸泡3h。然後置於離心機中以3500r/min的速度離心分離30min，移出上部清液，再用8mL水分兩次洗滌並離心分離，將上部清液及洗滌液均過濾收集於50mL容量瓶中，加入1mLHNO₃，用水稀釋至刻度，搖勻待測。

b.碳酸鹽結合態。在上述經提取後的離心管中加入20mL0.11mol/LHAc(pH=5.0)，在室溫下提取5h，然後置於離心機中以3500r/min的速度離心分離30min，移出上部清液，再用8mL水分兩次洗滌並離心分離，將上部清液及洗滌液均過濾收集於50mL容量瓶中，加入1mLHNO₃，用水稀釋至刻度，搖勻待測。

c.鐵錳氧化物結合態。在經提取碳酸鹽結合態後的離心管中，加入20mL0.04mol/LNH₂OH·HCl溶液，置於水浴中加熱，間歇攪拌，在(95±1)℃下恆溫提取3h，然後置於離心機中以3500r/min的速度離心分離30min，移出上部清液，再用8mL水分兩次洗滌並離心分離，將上部清液及洗滌液均過慮收集於50mL容量瓶中，加入1mLHNO₃，用水稀釋至刻度，搖勻待測。

d.硫化物及有機物結合態。在經步驟c.提取後的離心管中，加入10mLH₂O₂和6mL0.02mol/LHNO₃，慢慢攪拌。待反應平緩後，將離心管置於恆溫水浴中，間歇攪拌，在(86±1)℃下提取2h。從水浴中取出離心管，冷卻後，再補加上述混合提取液，仍在(86±1)℃下提取3h，使試樣氧化完全，然後加入10mL3.2mol/LNH₄Ac溶液，在室溫下攪拌30min，然後置於離心機中以3500r/min的速度離心分離30min，移出上部清液，再用8mL水分兩次洗滌並離心分離，將上部清液及洗滌液均過濾收集於50mL容量瓶中，加入1mLHNO₃，用水稀釋至刻度，搖勻待測。

e.殘余態。可用鈾及伴生元素全量減去以上四種形態之和。或者將提取後的離心管中的殘余物，移入聚四氟已乙烯燒杯中，加入3mLHF和1mLHNO₃，微熱消解。如溶解不完全，可繼續補加少量HF和HNO₃，至消解完全。加入0.5mLHClO₄，加熱至冒白煙，蒸發至近干，然後用5mL(1+1)HNO₃溶液提取，轉移至50mL容量瓶中，用水稀釋至刻度，搖勻待測。

(3)等離子體質譜法測定

根據鈾及伴生元素的各種形態的不同濃度范圍，由單元素標准儲備溶液配製下列標准溶液系列:

標准1Re:0、0.50、1.00、1.50ng/mL;

標准2Mo、Se:0、5.00、10.0、20.0ng/mL;

標准3V、Pb、U:0、50.0、100、200ng/mL。

在優化好工作參數的ICP-MS上測量標准溶液系列，得到V、Mo、Se、Re、Pb、U的校準曲線，然後在相同條件下測定各形態試樣溶液，計算機計算鈾及伴生元素的各種形態的含量(μg/g)。