氡的测量方法

‘壹’ 室内空气中氡的主要主要检测方法有哪些各自的优缺点是什么

径迹蚀刻法，优点：灵敏度高，操作简单，价格低廉，体积小；缺点：有静电干扰，时间长
活性炭盒法，优点：成本低，操作简单，反映平均值；缺点：不宜在室外和湿度大的地区测量
双滤膜法，优点：灵敏度高，排除子体干扰；缺点：波动性大
气球法，优点：体积小，测量准确；缺点：波动性大

‘贰’ 一般家庭怎么检测氡气

可以用活性炭。因为活性炭对于甲醛或者氡气会有一定的吸附能力。只需要把活性炭放在室内，要等待两天左右，而且要把门窗都要关闭上。可以借助伽马能谱仪，这种仪器能够检测出家中是否存在氡超标的问题，比较专业，测出来的数据是非常准确的。

还有一种仪器就是氡检测仪，需要放在屋内达到24小时，也要使门窗处于封闭的状态，然后可以进行实时的监测，最终再取平均值。如果检测数据在安全范围之内，就说明没有问题，如果超出了范围，就说明是危险的。

氡的来源

从房基土壤中析出的氡。在地层深处含有铀、镭、钍的土壤、岩石中。人们可以发现高浓度的氡。这些氡可以通过地层断裂带，进入土壤和大气层。建筑物建在上面，氡就会沿着地的裂缝扩散到室内。从北京地区的地址断裂带上检测表明，三层以下住房室内氡含量较高。

从供水及用于取暖和厨房设备的天然气中释放出的氡。这方面只有水和天然气的含量比较高时才会有危害。

以上内容参考 网络-氡气、人民网-氡，看不见闻不着的污染

‘叁’ 氡及其子体测量方法

从20世纪80年代初开始，在寻找油气藏方面我国用瞬时测氡和累积法测氡做了大量工作。

图7-3-3 枣园航空和地面γ能谱测量结果对比

(据冯秀轩，徐东震，1996)

图7-3-4 科什康姆别特油田地面γ测量等值图

1—放射性异常；2—油水边界；3—断层；4—泥岩；5—泥质砂岩；6—砂岩

图7-3-5 天然气田放射性异常分布图

氡测量与γ测量类似，受影响因素也比较多。在油田勘查中，应用较多。图7-3-6(a)为鄂尔多斯盆地古隆起已知元城油田上方的一条测氡剖面图。油田上方的周边氡气的高低值相差较大，边界明显。图7-1-6(b)为马岭油田4号剖面γ能谱铀道和氡异常，也能清晰的反应油田位置。

图7-3-6 元城和马岭油田氡浓度分布

(a)元城油田；(b)马岭油田

土哈油田位于戈壁上，同时开展液晶闪烁测氡、γ能谱、酸解烃等九个参数测量。液闪测量网度为每平方千米2个点。测量结果如图7-3-7所示，为氡与酸解烃的测量结果，经趋势分析取得的分布图，两者非常一致的反映了油田关系，周边为高值。

图7-3-7 氡与酸解烃的分布图

(据胡从恢，1996)

A—氡的分布图；B—酸解烃的分布图

‘肆’ 室内空气中氡的测定方法

室内空气中氡气检测方法：

瞬态测量：为使测量能反映住房内氡浓度的真实情况，使测量结果误差小，有可比性，测量要选择在一天氡浓度较为稳定的时刻，在这之前，居室要封闭24小时或其他规定时间。测量点一般选在居室中央离地面高1.5米处。

瞬态测量仪器一般选用电子测氡仪、注入式闪烁室，仪器要经标准氡室检定。瞬态测量在住房内氡浓度调查中起着扫描作用，一旦找到疑点，还需长时间的连续测量才能确定住房内氡浓度水平。

连续(或累计)测量：固体径迹探测器和活性炭罐是目前常用的被动式累积氡探测器。

(4)氡的测量方法扩展阅读：

由于住房内氡的行动水平已由氡平衡当量浓度简化为氡的测量浓度，住房内氡的监测也应随之变化。住房内氡浓度时刻受居室内的温度、湿度、通风和其他外界和人为活动影响，因此，按照人们正常居住方式，较长时间收集住房内氡浓度的变化，求出平均水平，较能实际地反映住房内人们所接受的氡辐射剂量。

但作为一般了解，瞬态氡的测量也十分需要，而且十分简便。室内氡主要来源于地基和建筑材料，并与室内外空气交换率、气象条件有很大关系。由于地域环境、住房建材、室内装饰和生活方式的不同，住房内氡浓度水平相差很大，从几个到几万不等，但大多数住房内的氡浓度水平是不高的。

‘伍’ 水中氡测量方法

天然水中放射性元素主要来源地壳，不同岩性地区地下水中氡含量差别很大(表6-3-5)，携带有找矿信息。测量地下水中氡的浓度，追索地下水的来源或流经渠道，可能找到地下氡源(铀矿床)。

测量水中氡浓度，主要是取水样，装入扩散器(图6-3-5)，利用循环法或真空法进行测量，也可以用α径迹法进行测量。

为了找矿，取水样虽然要考虑测线测点，但要以取井水、地下水为主。地表水也要重视山前溪流，大江、大湖可以参考取少数样即可。取样瓶要预先洗净编号，取样时要详细地纪录地点，水样一般取200mL左右。取样可以立即进行测量，也可放置3h后进行测量。

表6-3-5 地下水中氡浓度

测量时将水样装入扩散器(100～150mL)。接入测量仪的循环系统(图6-3-5)，与标定测量方法一样进行测量，水中氡浓度按下式进行计算：

核辐射场与放射性勘查

式中：k_水为仪器的标定系数，Bq·L^-1·(cpm)^-1；n₃为放置3h后测量的计数率平均值，cpm；V_总为循环系统总体积，L；V_水为水样器的体积；e^-λ_Rnt为氡的衰变率。

用真空法测量，也可以得到同样结果。

也可以用FD-3017仪器到现场，用一个脱气装置进行氡气测量。

‘陆’ 氡气的测量方法

测氡法是核物探的一种，近年来在煤火探测方面的应用很受欢迎。山西矿业学院的刘洪福等在20世纪90年代中期研究了测氡法探测煤层自燃火源位置及范围的机理，并建立了天然放射性介质测氡试验台，研究氡析出与温度之间的关系，开发出了CDTH（测氡探火）专用软件，并在山东枣庄矿业集团公司柴里矿等15个矿局推广应用。太原理工大学、原长春科技大学等院校及河北邢台矿务局葛泉煤矿、石圪节煤矿等生产单位也对测氡法（α杯测氡）圈定地下煤层着火范围做了不少研究，并在实际生产中取得了很好的效果。氡射气容易受到气象条件等因素的影响，为了减弱干扰，本次研究选用了德国SARAD公司生产的RTM2100氡钍探测仪。RTM2100设有专用的传感器，用来测定测点的温度、湿度及气压强度，并自动进行三者影响校正。此仪器有测氡与测钍两种模式，且在测氡模式下可将钍射气的影响作为干扰因素消除，反之亦然。本次测量采用测氡模式，吸气泵选用0.5L·min^-1，测量时间为10min；排空时间5min，吸气泵选用3L·min^-1；测量深度40cm，点距20m，线距平均25m。

氡射气测量干扰较多，通常单点重复测量可比性差。图4⁃2⁃14是工作区一条剖面重复测量的比较图。从图可见两次测量的结果其幅值有一定差异，但异常曲线的变化趋势一致，异常峰值的位置和个数对应的很好，说明采用RTM2100氡钍探测仪测量的结果是可靠的。

图4-2-14 氡射气重复测量对比图

图4⁃2⁃15是氡气测量结果图。图中左侧异常整体与地面勘查火区吻合很好，特别是氡气异常中心点主要分布在勘查火区边界，可能是着火点的反映。右侧的氡气异常可能是地下着火区的反映。

图4-2-15 内蒙古乌达Ⅷ号火区地表氡气浓度图

图中红色实线所夹区域为2004年地表勘测火区

‘柒’ 　氡气法

15.1.1基本原理

通过天然放射性元素随地质活动的变化规律进行地质构造研究，是核地球物理勘探（Nuclear Geophysical Exploration）的内容之一。用航空 γ能谱测量方法进行区域断裂研究是比较成功的，但用地面γ射线测量方法调查活动断层，虽有一些成功实例，但总的来看效果不好，因为异常与背景相对差值较小，且干扰因素较多，目前还难以控制到最有效程度。目前比较有效的方法是各种以测氡为基础的放射性测量方法。

自发产生核衰变的天然放射性元素有铀系、钍系和锕铀系三个系列，以及一些单独的放射性核素。三个天然放射性系列的共同特点是：①每个系列都有一个长寿命的起始核素。铀系的起始核素是

（铀），半衰期为4.5×10⁹年；钍系是

（钍），半衰期为1.4×10¹⁰年；锕铀系是

（铀），半衰期为7.385×10⁸年。它们衰变很慢，可以认为数量基本不变，每个系列的各个子体核素的数量相对稳定。②每个系列经过多次核衰变后，最后一个子体都是稳定的铅同位素。③三个衰变系列中间都有一个放射性气体氡的同位素，铀系是

、钍系是

、锕铀系是

，他们的半衰期差别很大（见表15-1），在实际测量中根据这一特点，很容易把它们分别测出。²¹⁹Rn半衰期仅为3.93秒，且含量很低难以利用。作为测氡方法主要是测量²²²Rn和²²⁰Rn。在活断层研究中主要是测量²²²Rn，因为它迁移距离远，有利于传递深部构造信息。

天然放射性元素在自发进行核衰变时，放出α射线的称为α衰变，放出β射线的称为β衰变。由于α射线是高速运动的质量数为4、带两个正电荷的氦原子核，所以α衰变形成的子体核素是比母体质量数少4，原子序数少2的新核素。而β射线是高速运动的电子，所以β衰变形成的子体核素与母体质量数相同，只是原子序数增加一位。此外，α衰变或β衰变形成的子体核素，有的处于高能级的激发态，这种激发态是不稳定的，很快会退激到低能级的稳定基态，并以电磁波的形式放出多余的能量，称为 γ光子或γ射线。由此可见，γ射线总是伴随着α衰变或β衰变同时产生的。如果激发态保持时间较长，就构成独立核素。因为它与基态核素有相同的质量和相同的原子序数，只是能量不同，所以叫同质异能素。

氡（

）是α衰变的辐射体，经过α衰变后转变为

，再衰变后连续生成几个短寿命的放射性子体核素，包括氡在内都是系列中较强的α、γ辐射体，如表15-1所列。通过测量这些核素的α射线（粒子）或 γ射线强度，可以确定土壤中氡气浓度分布，并依此确定地质构造特征。

镭的同位素衰变成氡的同位素，而氡的同位素又衰变生成新的子体，因此氡的同位素按下述规律由镭同位素积累，并达到数量上的平衡。

表15-1氡同位素及其子体的特征

地质灾害勘查地球物理技术手册

式中：N₂为第二种物质，即氡同位素（子体）在t时的原子数；N₁为第一种物质，即镭同位素的初始（t=0）原子数；λ₁、λ₂为母体和子体物质的衰变常数（s^-1）；t为第二种物质，即氡同位素的积累时间。

考虑到镭同位素的衰变常数A₁=1.37×10^-11，氡同位素222R的衰变常数为A₂=2.1×10^-6，即A_l＜＜λ₂，因此上式可以简化为：

地质灾害勘查地球物理技术手册

可见氡同位素是按指数规律积累的。

如果已知镭的质量C_Ra（以贝克

贝可（Bq），放射性活度单位，每秒核衰变一次为1Bq(s^-1）；Bq/kg表示质量活度（比活度）；Bq/L和Bq/m³表示体积活度（活度浓度）；1埃曼＝3.7×10³Bq/m³=3.7Bq/L。计），氡（222Rn）的积累量C_Ra，可用下式计算：

地质灾害勘查地球物理技术手册

岩石中镭经过核衰变产生氡，但这些氡只有一部分可以析出到岩石的孔隙或裂隙中，并向周围逸散、迁移，这一部分氡称为自由氡，不能析出的氡称为束缚氡。在一定时间内，析出氡量（N₁）与产生的氡总量（N₂）之比，称为射气系数η＝N₁/N₂×100%。射气系数大小与土壤、岩石的结构关系密切，松散、破碎、孔隙度大的岩石射气系数大，且受湿度、温度影响明显。地下水与岩石作用时，使氡溶于水，其溶解系数（ω）与温度、压力关系密切，在常温下ω为0.25～0.30，在0℃时约为0.51，温度升高到30℃时变为0.20。岩石受挤压，射气系数迅速增大，所以岩层裂隙射气浓度增大是地震的前兆。

自由氡在岩石和土壤中主要通过扩散和对流作用进行迁移。断裂和破碎带使地层由封闭变为开放状态，有利于氡的迁移和聚集，也使氡的子体在这里沉积，形成氡及其子体的分布异常，成为断裂、滑坡、地面塌陷、地裂缝以及地面沉降、地震、火山、煤田自燃等的标志异常。地面沉降（挤压）和扩张都会使射气系数增大。

测定断层含氡气的方法是一个应用比较广泛的方法。气体氡是放射性核素，既有气体的迁移特点，又具有方便现场测量的放射性特色，是极有前景的应用方法。

15.1.2测量方法

放射性测量主要是测量放射性核素在核衰变过程中放出的α，β，y射线，以及其作用于周围介质，引起的电离或激发所留下的痕迹。

α射线（或称α粒子）质量大，在气体中的径迹是一条直线，在穿过介质时使介质产生电离或激发，收集所产生的电离电荷就可以探测α射线，电离室、硫化锌闪烁体，以及常用的金硅面垒半导体探测器都是利用这个原理。氡及其子体都是主要的 α辐射体，因此这些都是测氡的常规方法。α射线又是带正电的重粒子，而金属薄片的表面具有大量带负电的自由电子，所以α辐射体容易沉积在金属薄片的表面。1913年，卢瑟福就是利用这个方法收集氡及其子体，测量α射线，现在常用的α卡测量方法也是利用这个原理。如果设法使卡片带上负电性（或静电），可以更有效地收集α辐射体，这就是常用的带电α卡或静电α卡测氡方法。α粒子打到醋酸纤维胶片上或某些结晶物质表面，使其造成电离损伤的斑点或痕迹，氡浓度越大，单位面积上产生的斑点就越多，这就是α径迹测氡方法。天然放射性元素放出的α射线能量为4～8MeV

α，β，γ射线能量单位：电子伏（electron-Volt），写为eV;10³=KeV;10⁶=MeV。，在温度 T=15℃，气压 P=101324.72Pa情况下，在空气中的最大射程为8.62cm，这决定了测氡电离室的大小。

β射线通过物质时主要产生三种作用：①产生电离和激发；②与原子核及核外电子作用，产生多次散射；③当被原子核库伦场阻止时伴生有电磁辐射，称为轫致辐射。对β射线的探测就是利用了这些作用原理。

γγ射线通过物质时能量最强。当一个 γ射线与原子壳层电子（主要是 K或 L层电子）碰撞时，将全部能量传给电子，使电子抛出原子之外，而 γ光子全被吸收。这种光子消失产生电子的作用叫做光电效应。较高能量的 γ光子与壳层电子作用时，将部分能量传给电子，使电子呈一定方向抛出，而光子由于碰撞损失能量改变了原来的运动方向，这种作用叫康普顿效应。当 γ光子能量大于1.02MeV时，与物质原子作用产生电子对效应，即入射光子能量被全部吸收，而抛出正负电子对。这些作用一方面说明 γ射线的基本特征，另一方面表明探测 γ射线和γ射线能谱的基本原理。

铀系222Rn及其子体中²¹⁸Po、²¹⁴Po和²¹⁰Po都是强α辐射体，占铀系α辐射体总能量的57.1%;²¹⁴Pb和²¹⁴Bi是强γ辐射体，占铀系γ辐射体总照射量率

照射量率：γ射线测量专用单位为库伦每千克秒（c/kg·s），而照射量非法定单位是伦琴（R），照射量率为1μR/h=1γ＝7.17×10^-14C/kg·s。的98%，是测氡各种方法的主要测量辐射体。测量 α射线的方法有：瞬时测氡法、径迹蚀刻（SSNTD）法、α聚集器测量法、钋－210法、硅半导体α仪方法、液体闪烁测量方法等。α和γ兼用的有活性炭吸附器测量法和热释光测量方法等。

下面主要述及几种活断层探测的实用方法。

15.1.2.1瞬时氡测量方法

瞬时氡测量方法，又叫传统氡测量方法，目的在于区别20世纪70年代发展起来的多种累积测氡方法。这是最早用于土壤氡测量的方法，不断发展至今仍是测氡的主要方法。它的特点是仪器轻便，现场测量并直接给出测量结果，有异常可以立即重复测量，并加密测点。

土壤氡测量可分为浅孔测量，取样孔深一般为0.8m；深孔测量，取样孔深2m左右；浅井测氡，取样孔深从几米到十几米。主要根据覆土层厚度和结构选择测量方式。对于厚度为十几米左右的覆土层，如果透气性较好，通常作浅孔测量，既可达到要求又比较方便。

目前常用的测量仪器，主要有 FD-3017(RaA测氡仪），FD-3016和RM-1003等。无论使用哪种仪器，首先要检查仪器读数的稳定性，然后检查仪器的刻度，确定仪器的刻度系数J_Rn(Bq/L），以利于从仪器的读数，换算出每个测点的氡浓度（Bq/L）。对于小面积的构造调查，可以不要求刻度系数的准确性，利用仪器出厂给定的刻度系数即可。如果对断裂成因进行研究，观测氡浓度的变化，最好利用氡室对仪器进行刻度。

图15-1FD-3017 RaA测氡仪野外测量概况图

1—操作台；2—探测器；3—高压输出；4—抽气筒；5—活塞；6—导向空向滑杆；7—脚蹬；8—进气三通阀门；9—高压输入；10—取样器；11—收集片；12—干燥器；13—橡皮管

野外测量工作程序如下：

（1）根据地质推测断裂方向，并考虑地表环境有利于测量工作，进行测线布置和测点距的确定，例如西安地裂缝断距不大，一般采用2～5m点距，甚至更小；

（2）在测点上先用六棱钢钎打取气孔（浅孔测量打0.8m深），把取气器插入孔中，将周围压实避免大气渗入；

（3）注意取样器与仪器连接的橡皮管不宜过长，避免橡皮管对氡吸附过多。测量方式如图15-1所示；

（4）抽气次数一般5～6次，每点保持一致；

（5）抽完气静置10～20秒，进行读数，然后立即进行排气，准备下一点测量；

（6）发现异常，可适当加密测点，或对部分测点重复检查；

（7）逐点计算氡浓度 N=nJ_Rn,J_R。为刻度系数；

（8）用氡浓度 N直接制作剖面图、等值图或平面剖面图，取两倍于背景值以上的值为异常值。

15.1.2.2α聚集器测量方法

222Rn衰变的第一代子体²¹⁸Po(RaA）为α辐射体，半衰期3.05m。设法将此α辐射体沉积在一个薄片上，再用α测量仪测量薄片上α粒子的活度。实验证明，α活度与土壤中²²²Rn浓度成正比。此薄片称为α聚集器，是地质构造探测的常用方法。由此原理出发，演化出的测量方法有多种，主要有如下四类。

（1）α卡测量方法

20世纪70年代，加拿大卡尔顿大学J.W.卡特等根据1913年卢瑟福用金属片收集氡子体的启示，研究成功了α卡测量方法。

该方法属累积测氡方法，探测灵敏度和探测深度都比瞬时测氡方法有很大提高，可达100～200m，或者更深，而且不污染仪器。使用的α卡有金属片（银片、铜片或铝片）和塑料片，卡片面积一般为3.8cm×4.5cm。测量仪器有FD-3005、FHS-1α闪烁辐射仪、WAY-80型五通道α辐射仪等。

将α卡片预先放置在专用的T-702型探杯内的支架上固定好，在根据需要布置的测线测点上，挖埋卡探坑，深20cm左右，将杯倒置坑中，上面用塑料布封盖，如图15-2所示。3小时后取出，用仪器测量卡片上沉积²¹⁸Po的α射线活度。如果埋置时间延长到10小时或更长，则卡上沉积的还会有²¹⁴Po等子体。根据测量的α活度，可以作剖面图，等值线图或平面剖面图。

图15-2探坑埋杯示意图

在天然环境下，218Po大约有20%带正电性，为了提高探测效率，提出了带电α卡测量方法，即在埋卡同时给α卡加上负300V电压。使用一段时间之后，感到野外应用很不方便，于是进一步提出了静电α卡方法，即：聚乙烯类塑料片通过摩擦易带负电，在野外用一简单的充电设备，在埋片之前先使卡片带静电－600～－800V（每片电压基本一致）。实验证明带电α卡和带静电α卡相对于不带电的天然α卡，可以提高探测灵敏度2.5倍左右。

（2）α膜测量法

为了提高探测灵敏度，用比α卡大25倍的16cm×8cm的透明塑料膜代替α卡，放入特制探杯周围，埋入坑中，取出后反转放入RM-1003型射气仪的闪烁探测室进行α活度测量，它的计数比α卡提高约10倍。其他操作与α卡一致。

（3）α管测量方法

此法与α膜法类似，不同的是用一个专门的取样器，在倒扣探杯下方装一根约半米长、直径1.3cm、带小孔的深部取气导管，在测点打孔深70～80cm，后插入导管，累积取样10小时左右，取出后用RM-1003射气仪测量α活度。此法的特点是对较厚覆盖地区比较有利，缺点是效率较低。

（4）带电瞬时α测量法（亦称218Po法）

是用充电器使塑料α膜带静电 －1000V，放入探杯，埋入坑中5～8分钟，取出测量（2分钟）α活度。由于收集时间短，只是测量²¹⁸Po，工作效率较高。15.1.2.3钋－210(²¹⁰Po）测量法

美国海军部下属机构的格雷等人，于1978年报道了他们对²¹⁰Po测量方法的研究成果，测量精度达3.7×10^-3Bq。

²²²Rn衰变后的长寿命子体有三个，²¹⁰Po是其中之一，半衰期为138.4天，不同于²¹⁸Po的是²¹⁰Po为氡的长时间累积体。²¹⁰Po的量直接反应²²²Rn的平均值，它的特点是化学性质稳定，一旦形成，基本上不再离开岩层、裂隙、破碎带以及这些构造上方覆盖的土壤中。因此测量²¹⁰Po的α射线活度，成为确定断层、裂隙和破碎带的重要方法。

（1）野外取样：按照预先布置测线测点，取土壤样品，深度一般为20～40cm，取土样50g。

（2）样品处理：一般取土样4g（等重量）置于100ml烧杯中，加入0.5g抗坏血酸及一片直径16mm一面涂漆的紫铜片，再加入20ml、3mol/g盐酸溶液，放入恒温摇床振荡箱，保持60℃振荡2.5小时（或40℃振荡3小时），期间铜和钋发生置换反应，钋被吸附在铜片表面。然后取出铜片、清洗、晾干。

（3）α活度测量：用FD-3005或WAY-80型五通道α辐射仪测量铜片上的α活度，一般测量10分钟。有时为了消除²¹⁸Po的干扰，需放置30分钟（²¹⁸Po的10倍半衰期）后进行测量。用测得的α活度绘制出剖面图、等值线图或平面剖面图。在断裂带、破碎带、塌陷、采空区上方，与瞬时氡一样为高值异常。

15.1.2.4径迹蚀刻测量方法

固体核径迹探测器（SSNTD）技术，是20世纪60年代初发展起来的。一片透明的云母片或塑料片，被带电粒子照射之后，化学键被打断，成为辐射损伤微区，易受化学侵蚀，在固体片的表面显出照射粒子的径迹，用一般光学显微镜可读出，由此成为粒子探测器。在地质工作中主要应用的是α粒子径迹探测器，探测氡及其子体放出的α粒子，与α聚集器方法类似，属于累积测氡方法。这一方法的优点是均化了自然环境的影响因素，有效地提高了探测灵敏度，对探测深层构造比较有利。

我国常用的α径迹探测器主要是聚碳酸脂片或美国引进的CR-39探测器。

径迹探测工作程序如下：

（1）根据构造延伸方向和方便野外工作布置测线和测点距。

（2）α径迹探测片切成一定形状的片子，一般大小取0.8cm×1.5cm，将探测片固定在探杯（T-702）的支架上，并在径迹片和杯上编号。

（3）在测点挖埋杯探坑，一般深40cm，将探杯倒置坑中，如图15-2所示。用石片或塑料袋装土盖坑，再用覆土盖好，插上标志。埋杯时间20天左右。

（4）将取出的探测器放入10mol的KOH溶液中，加温到60℃左右并保持恒温半小时，取出后用清水冲洗、晾干（注意：CR-39与聚碳酸脂的化学蚀刻溶液条件不同，可按《环境空气中氡的标准测量方法GB/T14582-93》进行处理）。

（5）用一般光学显微镜，计数探测器上的径迹密度，或用径迹扫描仪进行密度计数。

（6）用径迹密度绘制剖面图、等值线图或平面剖面图。

α径迹与α卡方法类似，可以根据已有的设备情况选用。在覆盖土层比较厚的地区，例如几十米，甚至一百米以上的地区，用α径迹法探测基岩构造、活断层比较好，与瞬时测氡、α卡等方法一样，在这些构造上方为高值异常显示。该方法的缺点是工作程序多，不如α卡方便。

15.1.2.5活性炭吸附器（ROAC）测氡法

20世纪60年代瑞典最早使用活性炭吸附氡方法寻找铀矿。活性炭微细孔隙丰富，有较高的比表面积，是氡的强吸附剂。以GH-18型（9mm²×0.2mm层状）活性炭对氡吸附容量最大，且对氡的吸附在很大容量范围内呈线性关系。其次是Φ3柱状活性炭。

吸附器的用法有两种：一种是连接在用抽气筒抽取土壤气的回路中，通过抽气过滤吸附氡，叫瞬时法。但主要用法是累积测氡，作为氡的捕集器。目前使用的是直径3cm左右的塑料瓶，先装炭层4～5cm厚，再装干燥剂硅胶置瓶口处，既去湿也能消除钍射气的影响。像α卡一样，将塑料瓶埋入测点探坑中，上盖一个罩杯，埋置时间4～7天为宜，取出后在铅室内进行γ射线测量。一般用多道γ谱仪，测量214Bi放出的γ射线的照射量率。

15.1.2.6热释光（TLD）测量方法

热释光测量有三种方法：α热释光，y热释光和天然土壤热释光。前两种都是利用对α射线或y射线能量储存灵敏的人造结晶物质作为剂量探测器，累积测量α或y射线。天然土壤热释光是以天然环境下土壤中存在的石英、方解石等结晶矿物为热释光探测器。因为接受照射时间长，探测灵敏度高，受干扰小，异常稳定。热释光与α径迹方法一样，属累积测量方法。

在地质工作中主要应用y热释光。一般选用对γ射线能量响应较宽的氟化锂（LiF）热释光探测器。目前主要应用的是GR-200系列中的LiF(Mg,Cu,P）（氟化锂镁铜磷）热释光探测器，它对γ射线的能量响应范围为30Kev～3Mev，其相对误差＜20%，重复使用退火温度控制在240±2℃（不得超过245℃），并保持恒温10分钟。

探测元件要放在α径迹使用的T-702型探杯支架上（其他杯亦可），挖探坑深40cm，装好元件的探杯倒扣埋入坑中，一般放置30天左右。取出后用RGD-3型、FJ-369型或其他热释光剂量仪进行热释光测量，计算γ热释光强度（TL），用以制作剖面图等。

15.1.3仪器设备

氡气法仪器设备见表15-2。

表15-2氡气测量仪器一览表

‘捌’ 氡的瞬时测量方法

在铀系中²²²Rn及其子体²¹⁸Po,₂₁₄Po和²¹⁰Po都是强α辐射体,占铀系α辐射体能量的57.1%,是测氡方法的主要辐射体。测量α射线的方法有：瞬时测氡法、径迹蚀刻法、α聚集器方法、钋-210法以及半导体α仪测量方法和液体闪烁测量方法等。α和γ射线兼用的方法有活性炭吸附器测量法。

测量土壤中氡和测量空气中氡,由于目的要求不同,在技术方法上也有所不同。

1.土壤氡瞬时测量方法

瞬时氡测量方法,又叫常规氡测量方法。区别于20世纪70年代发展起来的多种累积测氡方法。现在常用的仪器是FD-3017型测氡仪(图4-21),是通过测量²²²Rn衰变产生的²¹⁸Po(RaA)来测氡的浓度,可用于测量土壤、水的氡浓度。其特点是探测器不受氡子体的污染,也不受钍射气的干扰,适于现场快速获得测量结果。

土壤氡测量常用的是浅孔测量,一般土壤层厚度不超过5m时,取样孔深80cm左右。如土壤层较厚(10m以内),可做深孔测量,孔深可达2m或更深一些。还有一种叫氡气测井,孔深数米或10m左右。

如果使用FD-3017型仪器只测²²²Rn,则野外氡气测量的程序是：①先用铁锤和六棱钢钎,在测点处土壤层打孔；然后取出钢钎,插入取样器,周围用土壤封紧以免进入空气。②用橡皮管连接取样器和仪器(图5-8),放入探测片,打开仪器,抽取地下气样,等待一定时间,使氡子体在带负高压的探测片上沉积。③将探测片取出,放入测量仪的探测器室进行测量。该仪器使用的是金硅面垒半导体探测器,测量²¹⁸Po的α射线(6.002MeV)的计数率；也可以调节阈值测量其他能量的α射线。

图5-8 FD-3017型的取样器

在野外工作期间,为了了解仪器的工作稳定性,早、晚要用α源进行检查测量。

土壤氡气测量数据处理主要包括：计算每个测点的土壤氡浓度、绘制等浓度图或剖面图等。

2.水中氡测量方法

天然水中放射性元素主要来源于地壳,不同岩性地区地下水中氡含量差别很大(表5-7),携带有找矿信息。测量地下水中氡的浓度、追索地下水的来源或流经渠道,可能找到地下氡源(铀矿床)。

表5-7 不同类型地下水氡浓度 单位：em

测量水中氡浓度,主要是取水样,装入扩散器(图5-9),利用循环法进行测量,也可以用α径迹法进行测量。

图5-9 液体循环法测量水氡示意图

取水样要考虑测线、测点,但要以取井水、地下水为主。地表水也要重视山前溪流,大江、大湖一般不取样,必要时作为背景值可取少量样品。取样瓶要预先洗净编号,取样时要详细记录测点位置和地质情况,水样一般取300mL左右。取样可以立即进行测量,也可放置3h后进行测量。

测量时将水样装入扩散器(100～150mL),接入测量仪的循环系统(图5-9),与标定测量方法一样进行测量,再计算水中氡浓度。

‘玖’ 累积氡气测量方法

(一)α径迹蚀刻法

20世纪50年代末期，科学家们先后发现带电粒子轰击绝缘固体时，可使其产生辐射损伤。60年代初又有人提出化学蚀刻技术，它可以使辐射损伤的潜迹扩大到可用显微镜观察的程度——微米量级。这项技术在60年代末期才引入到铀矿普查工作中，后来逐渐推广到世界各地。

径迹测量的优点：第一为长时间的积累测量，灵敏度高，增加了探测深度，提高了找矿效果；第二为无源探测器，成本低，质量可以得到保证；第三可同时测量氡、氡的短寿命子体和氡的长寿命子体所衰变产生的α粒子，以及铀和镭分散晕中衰变生成的α粒子，不受强的γ和β射线的干扰。

1.基本原理

具有一定动能的α粒子射入绝缘固体物质时，所经过的路径上会造成辐射损伤，当把遭受损伤的物质材料放入强酸或强碱中浸泡时，受损伤的部位较未受损伤的部位的化学活动性强，会较快地发生反应并溶解到溶液中。在受损伤的部位处出现小坑——蚀坑或径迹。这样的化学作用过程我们称为“蚀刻”。

如果某处具有释放α粒子的铀源，在该处埋设的固体径迹探测器就会遭到α粒子的轰击，并形成潜迹。再把探测器在室内进行蚀刻，就会显现出径迹来。一般来讲径迹的密度值取决于地下可能存在的矿体的铀含量、矿体规模、产状、埋深以及盖层性质，也与地球物理特征、地球化学环境、地质条件以及探测器本身的性能等因素有关。所以当具有一定规模的径迹密度受构造(或岩性)控制时，就预示地下的矿化可能性大，反之就小。

当矿体位于潜水面以上时，α径迹的主要来源可归结为如下三个部分：

1)在探杯口接触地面处，α粒子的自由射程范围内，由铀组核素衰变的α粒子有可能被探测器记录到，如图3-14中所示的①所示。

2)原生氡(Rn₁)：是铀矿体或原生晕放出的氡。由图3-14可看出原生氡Rn₁本身又可以直接迁移到探杯中，并被探测器记录；同时沉淀在杯口的原生氡Rn₁的沉淀物也可能被探测器所记录。

3)次生氡(Rn₂)：铀矿体在一定的地球化学环境和地质条件下，能在其上部数十米到数百米的范围内形成次生晕，其衰变放出的氡为次生氡即Rn₂。

当矿体位于潜水面以下时，矿体、原生晕及次生晕中的铀、镭的α辐射体都能不同程度的溶于水，这时沉淀在潜水面附近的上述核素也能向杯口迁移。其中迁移距离最远的是气态氡。

2.固体径迹探测器及其埋设技术

20世纪60年代末期，径迹蚀刻技术才被引用到铀矿的普查与勘探工作中。1972年报道了最早用于找铀矿的绝缘固体探测器，它是属于第一代产品。目前固体径迹探测器的种类较多。表3-9列出了几种固体径迹探测器。

图3-14 径迹找矿原理示意图

表3-9 国内外常用ATD主要技术参数

(1)固体径迹探测器原理

径迹探测器是指胶片片基、玻璃、云母等固体绝缘材料。当带电粒子或核辐射碎片射入上述绝缘体后，在其路径上因辐射损伤会产生细微的痕迹，其直径为10^-8m，长度(1～10)×10^-8m，称为潜迹，用电子显微镜才能看到。在用强酸或强碱腐蚀这种受过辐射损伤的材料后，潜迹就被扩大，直径可达2×10^-5m左右。在一般的光学显微镜下就可以观察到辐射粒子的径迹。上述固体绝缘材料都能用于探测辐射粒子，而最好的是有机硝酸纤维(C₆H₈O₉N₂)。

径迹探测器无需外加电场及电子仪器，便可以长时间连续记录入射粒子并存储有关信息，能方便地在野外进行长时间累积测量。

(2)固体径迹探测器的阈特性

带电粒子在探测器中所造成的损伤，并非全部都能在蚀刻后被显示出来。只有损伤严重，即径迹密度大于或等于某一阈值(也称临界损伤密度)时蚀刻后，才能形成径迹。具有一定阈值的材料，只记录辐射损伤密度等于或大于这一阈值的那些重带电粒子。

图3-15表示出各种重带电粒子的辐射损伤密度与粒子速度(能量)的关系，以及几种探测器材料的阈值，图中可见，硝酸纤维可记录质子和比它更重的粒子；聚碳酸酯可记录α粒子(即He)和比它更重的粒子，但不能记录质子；而云母只能记录Ne以上的更重的带电粒子。了解这些材料的阈特性，有助于选择探测器材料。

图3-15 各种重带电粒子在固体径迹探测器中的辐射损伤密度与粒子速度(能量)的关系及几种探测器材料的阈值

重带电粒子在探测器中的全部路程上能产生辐射损伤程度并不一致。一般可将其全部路程划分三段，其作用情况如图3-16所示。

(a)路程的起始部分(图中的A～B段)：由于粒子的能量高、速度大，所产生的辐射损伤密度低于阈值，故不能产生可蚀刻的径迹；

(b)路程的中间部分(图中的B～C段)：其辐射损伤的密度高于探测阈值，这段可产生可蚀刻径迹；B～C段称为最大可蚀刻射程。

(c)路程的末尾部分(图中的C～D段)：粒子的能量已经很小，辐射损伤的密度已降到探测器阈值以下，所以这部分不能产生可蚀刻径迹。

(3)探测器的埋设

如图3-17所示，将探测器安装在探杯支架上，倒扣在深约40cm的挖好的坑中，然后填回土埋好。

图3-16 重带电粒子在探测器中的路程与阈值的关系

图3-17 探测器的挂片方式及埋片示意

(4)探杯

其目的是保护探测器，防止沙土压坏、碰碎，可以存储气体，具有一定的定向作用。其容积为(6～8)cm×(5～7)cm×10cm。玻璃杯子、竹筒子甚至一块木板均可。

(5)固体径迹探测器的化学蚀刻

各种固体径迹探测器有一定差别：①对硝酸纤维用6～7mol/L(摩尔/升)的NaOH或KOH，在恒温50℃左右浸泡30min即可。②对醋酸纤维，需要在上述化学蚀刻液中按100mL加1～3gKMnO₄的比例，制成蚀刻液，蚀刻时保持60℃恒温，浸泡30min。③对聚碳酸酯，需要先将化学纯的KOH用蒸馏水配制成5.7mol/L的溶液，再取KOH(5.7mol/L)与C₂H₅OH(乙醇)按体积比1：2制成化学蚀刻液。将聚碳酸酯片放入，保持60℃恒温，30min取出，用清水冲洗晾干。④CR-39片，蚀刻液用KOH制成6.5mol/L。保持恒温70℃，放置10h后取出，用清水冲洗晾干。

3.工作方法和技术

α径迹蚀刻法找矿的效果取决于工作地区有利的地质条件、物理化学性质和环境、α径迹法的使用前提和有效探测深度。原则上说取决于各种晕的发育程度。因为各种晕是铀元素在成矿期间和期后，由于内因和外因的作用分散到周围的基岩、土壤(冲积、残积和坡积层)、水(地下水、土壤水和地表水)和气(土壤气体和近地表气体)以及植物中而形成的。同时，很大程度上也取决于有利氡射气的扩散通道的发育程度，像围岩的破碎程度和孔隙度、断裂、构造和蚀变等，也取决于水的搬运、渗透和对流等情况。

该法可以单独使用，也可配合其他方法较为有效地应用于各种类型地区，特别适用于其他物化探方法较难取得地质效果的浮土较厚(几米到几十米以上)的地区。例如γ法和氡气法效果不够理想的地区、水文地质条件有利的地区、地表和地下压力差和温度差较悬殊的地区、沙漠和热带地区(利用大气对土壤中氡的抽吸作用)等。

(1)工作前的准备

主要有三个方面，即选区、测网布置和探测装置的准备。

(a)选区：根据有利的地质因素、有利的地球物理特征进行正确的选区，并制定合适的测量网度，才能取得较好的结果。

(b)测网布置：在进行小比例尺的踏勘性径迹测量时，测线最好同地质路线相一致。在进行大比例尺的径迹蚀刻详查和普查时，应尽量准确量好测线，定好测点。

埋杯网格宜取正方网格，这可以有效地进行空间控制，又便于计算机处理。

根据预计的矿体大小、形状，并考虑到有无地球化学晕的存在来确定网格的密度，一般认为，若矿体周围可能有较大的地球化学晕存在时，则可采用较大间距的网格。参考比例尺及点线距见表3-10。

表3-10 α径迹测氡法测量比例尺及点、线距参考表

(2)测量程序

(a)将α径迹探测片切成一定形状，一般取0.8cm×1.5cm，将探测片固定在探杯(T-702型)内的支架上，并在径迹片和杯上统一编号；

(b)在测点挖探坑，一般深度40cm，将探杯倒扣坑中，用土将探杯压紧，再盖上填土，在地表插上标志，如图3-18(a)、(b)所示；

(c)探测器采样时间，一般为20天左右；

(d)化学蚀刻液的配制与蚀刻，按配方配制好蚀刻溶液，可将取回、洗净的探测器进行化学蚀刻；

(e)用一般光学显微镜观察探测器上径迹密度，或用径迹扫描仪计算径迹密度；

(f)平均氡浓度N_Rn可用下式计算：

放射性勘探方法

式中：n_Rn为探测片上每cm²净计数；t为布放探测器时间；k_s为刻度系数。

(3)α径迹蚀刻法的其他测量方式

(a)在埋杯方法上，可以用塑料覆盖探杯，使用更简便，如图3-18(c)所示；后来出现了在露头上埋杯的新技术，如图3-19所示。

图3-18 挖坑埋杯法示意图

图3-19 露头地区的埋杯方法示意

(b)在应用范围上扩充了在雪层、湖底水下、沼泽地带、沙漠地区进行径迹测量以达到普查与勘探铀矿的目的。雪层径迹测量是在降雪前把探杯理好，待来年春雪溶化时取出蚀刻；用特殊形式的探杯可在湖底水下或沼泽地带进行径迹测量，在水下测量时注意铅制探杯与水面上的浮子保持一致，在沼泽地测量时应使探杯紧贴沼泽地表面，埋杯时间仍为一个月。钻孔中的径迹测量也有了良好的效果，做法是将探杯按一定距离固定在电缆或铁丝上，放入钻孔中进行测量。

(二)α聚集器测量

1.α卡测量

早在1913年，卢瑟福就把金属材料加上负高压收集氡子体，成为实验室观察放射性现象的一种常见方案，灵敏度很高。也许是外加几百伏高压颇不方便，这一灵敏的测氡方法并未在野外地质工作中应用。1979年卡德和贝尔将不加电压的材料埋于地下，用以收集土壤中的氡子体，获得成功。这种方法比较简便，适于野外，但灵敏度较低，为了区别将前者称带电α卡法，后者称自然α卡法，于是α卡法开始用于野外放射性测量。1982年我国又研制了一种使用自身带静电的材料做成的α卡，它同时利用静电场力和未饱和场力，聚集氡子体，兼有探测灵敏度高和使用方便的特点，称为静电α卡法。

(1)基本原理

α卡能收集氡的子体，有两个重要原因：

第一，任何固体表面都有从周围气体中吸附分子、原子或离子的能力。这是因为固体表面的分子或原子都有未被其他相似的原子所包围，而存在未饱和价键力(也称范德华力)的缘故。因此，将固体卡片埋在地下，其表面就会吸附氡子体，形成所谓放射性薄层。

第二，放射性衰变产物的原子多带正电，在有氡的空间里，其衰变子体也多带正电，并很容易附着在空气中的尘埃颗粒上，形成放射性气溶胶。在这种空间引入带负电的电极，则因电场力的作用，正离子极易聚集在其上，形成放射性薄层。

所以用一定材料作成一定形态的收集片，形成放射层，用α探测仪测量卡片上的α计数率的大小，它正比于测点上氡浓度的大小；氡浓度的大小与母体有关，所以可通过α卡测量反映地下高放射性矿体的信息。

(2)α卡的分类

α卡的材质，可以是金属片(银片、铜片或铝片)，也可以是塑料片。探测片可以重复使用。卡片面积一般取为3.8cm×4.5cm，常用的测量仪有CD-1、CD-2型α卡测量仪和FD-3012型α卡仪，以及其他α测量仪均可使用。

如果把卡片做成杯形，则称α杯，相应的方法称α杯法。

使用金属材料吸附或收集α粒子的方法由来已久。随后根据地质工作的需要，采取不同的技术措施以提高灵敏度，从而发展成各种各样的α卡法。

α卡可分自然α卡、静电α卡、带电α卡，其工作方式相同，主要特点参见表3-11。

表3-11 几种α卡法对比表

静电α卡系由过氯乙烯超细纤维薄膜制成，在制造过程中其上带有数百伏负的静电电压，致使静电α卡收集氡子体的能力大增，其灵敏度的比同面积的自然α卡要高数倍。静电α卡具有憎水性，能在野外润湿条件下使用。

(3)野外工作方法

α卡的野外工作方法与径迹测量相似，也要埋片，但不需要繁杂的化学处理。

一般埋片时间取3个小时，或一天，也有取6～9min。如果埋片时间超过10个小时，则α卡上还有²¹⁴Po。如果Rn和Tn两者并存，则α卡上收集的是两者子体沉积物，需要进行区分。

采用两次读数法可进行氡钍异常分离。通常取卡后立即测得读数为n₁，它是由²²²Rn和²²⁰Rn子体共同给出的；经过t时间后，再测一次计数为n₂，则有

²²²Rn+²²⁰Rn=n₁

a²²²Rn+b²²⁰Rn=n₂

放射性勘探方法

式中：a、b是α卡上分别由²²²Rn子体和²²⁰Rn子体产生的α计数之衰减系数，它们是时间t的函数，可由实验求得。

一般，取t=4h，Rn的子体产物基本衰变完了，由此可得

放射性勘探方法

由(3-29)式所确定的数据，对资料解释很有价值。

(4)资料的处理与解释

将α卡的α计数率换成氡浓度，然后作成氡浓度等值线图，确定出异常，与其他方法的等值线异常一起进行地质解释，确定出测区的异常展布与矿体的空间分布的关系，以及矿体上异常特征。

2.α膜法

为了提高探测灵敏度，而加大探测片的面积。经过试验研究，采用比卡面积大25倍的16cm×8cm的透明塑料膜代替α卡，放入特制的圆柱形探杯周围，埋入采样坑中，3h或10h后取出后反转放入RM-1003型射气仪的闪烁探测室进行α活度测量，它的计数率比α卡高10倍，其他与α卡一致。

3.α管法

需要特制一种形状特殊的采样装置，如图3-20所示，为一倒扣的探杯下方装一根上粗下细、形似漏斗的钢制采样器，约半米长，直径1.3cm、带小孔的深部取气导管，在测点用钢钎打孔深70～80cm，后插入导管，压实周围土壤，以免进入空气，累积取样10～12h左右，取出后用RM-1003射气仪测量α粒子活度。

图3-20 α管的装置

这个方法的优点不仅加大了收集器的面积，而且加大了采样深度，对探测深部氡源比较有利。

4.硅半导体α仪测量

采用硅半导体探测器加电子探杯，即对探杯加电，用硅半导体探测器记录氡及子体衰变的α粒子来达到寻找铀矿的目的。

以上几种方法其野外工作与α径迹测量法相同，不再重复。

(三)活性炭吸附测氡法

活性炭法属累积测氡技术，灵敏度高，效率亦高，技术简单，成本低，能区分²²²Rn和²²⁰Rn，适用于覆盖较厚、气候干旱、储气条件差的荒漠地区，它可以用于探测深部铀矿或解决其他有关地质问题。

1.活性炭法的基本原理

静态条件下，干燥的活性炭对氡有极强的吸附能力，并在一定情况下与氡浓度保持正比关系。因此，把装有活性炭的取样器像α卡片似的埋在土壤里，活性炭中丰富的孔隙能强烈地吸附土壤中的氡。经过一定时间后，取出活性炭，测定其放射性α，便可了解该测点氡的情况，据此可以发现异常并解决有关地质问题。

活性炭，是用含炭为主的物质作原料，含有少量的氧、氢、硫等核素及水分和灰分，经高温加工而制得的疏水性固体吸附剂。由于活性炭具有较高的表面积(700～1600m²/g)，因此具有较强的吸附能力。活性炭吸附测氡法就是依据活性炭的这一基本特性。

2.活性炭法的野外工作方法

活性炭吸附测氡法可分为微分法(瞬时法或称抽气法)和积分(或累积法)两种取样方法。目前用的较多的是累积分法，效果也较好。

(a)在去野外埋活性炭之前，宜在室内把活性炭装在取样直径3cm左右的塑料瓶内，编上号，并稍加密封，以免吸附进大气中的氡。活性炭颗粒直径约为0.4～3mm。每个取样瓶中活性炭重约数克至数十克，把取样瓶子装入探杯中，将装好活性炭的取样器埋于采样坑中，坑深约50cm。

(b)埋置时间从数小时、数十小时到几天不等，一般为5天。

(c)到设定的埋置时间后，从坑中取出取样器，记录取探测器时间，密封并送实验室(或现场)测量。

(d)用带有γ探测器(或β探测器)和铅室的定标器，测量活性炭吸附的γ照射量率(或计数率)。测量α射线可在现场进行(不需加铅屏)。记录测区上所有测点的计数值，并按换算系数，计数出氡浓度含量。

注意：活性炭应保持干燥，但不能在高温条件下存放。活性炭吸附氡之后停放一个月左右，可以再用。长期使用或受潮后，其吸附能力要下降，但若将其加热至120℃烘烤后，活性炭的吸附能力便可以恢复。

活性炭法的优点是测氡灵敏度高，可以发现盲铀矿体。其不足之处是吸附器的埋置时间较长，容易丢失，工作效率低，探测设备也较为笨重(要有一铅室)。

该法除用于找铀矿外，还可用于寻找与氡(铀)有关的一些矿种及地下水源，并可应用于地质填图(划分构造带)等方面。

(四)钋法测量

钋 (²¹⁰Po)是 1898 年居里夫妇发现的,钋的同位素,有天然放射性元素衰变得到,也有人工得到的。作为铀矿普查方法是20 世纪80 年代发展起来的。该法实质就是采样并分析或测量样中的²¹⁰Po含量。²¹⁰Po含量增高的测点可能与深部铀矿体、地热和天然气源有关。

1.基本原理

方法的物理基础是，²³⁸U的衰变产生的²²²Rn能够通过岩层向地表扩散，²²²Rn的子体²¹⁰Pb在常温、常压下是固体，所以它一旦形成就不会再离开岩层。但²¹⁰Pb是β辐射体，它经一系列衰变

放射性勘探方法

而后形成稳定核素，它的子体中²¹⁰Po是强α辐射体，相对强度占铀系的12.4%，半衰期较长(138.4天)，所以经过1384天后，²¹⁰Pb和²¹⁰Po即达到放射性平衡，一般地质条件下两者皆处于平衡状态，可通过²¹⁰Po的测量来获得深部岩层有价值的信息。

依据金属元素在稀盐酸溶液中的电离电位，铜和银均能置换²¹⁰Po，使附着有²¹⁰Po的铜片(或银片)变为一个α辐射源，通过α测量仪便可测量出²¹⁰Po。

2Cu-4e→2Cu²⁺

Po⁺⁴+4e→Po

2.工作方法

野外工作方法与一般的地球化学方法相似。应当注意的是，取样深度和样品粒度要合适。室内分析方法也很多，现举一例：称40目样品5g，倒入100mL烧杯中，加抗坏血酸0.2～0.5g，放一面积为2cm²、厚度为0.1～0.2mm的铜片于烧坏中，再加入2N的盐酸20～25mL。烧杯加盖后放在60℃恒温浴中，水平振荡2h，取出铜片，洗净晾干。即成为无载体α源。再选用低本底的α仪测量5min，测量结果可用计数率直接表示²¹⁰Po量，也可用下式计算当量含量：

Q=KJ(×10^-6)

式中：K为仪器的换算系数，可实测获得，ppm/计数率；J为无载体α源的α计数率。

(五)热释光法

国外在铀矿普查中研究试验的这类方法有三种，即α热释光法(用对α辐射灵敏的剂量探测器测量α辐射的热释光效应，是累积测氡的变种)；γ热释光法(测量γ辐射体的热释光效应，是γ法的变种)；土壤热释光法(研究天然矿物之各种辐射作用的热释光效应)。现简单介绍研究比较成熟的α热释光法。

1.基本原理

将热释光探测器埋于地下一定的时间，它会接受放射性物质的照射而吸收能量，经过一定的时间后取出探测器，带回实验室用专门的热释光测量仪器，加热热释光探测器，记录相应的温度和光强。发光越强，说明受到的辐射越强，反映了埋置点的辐射水平，可以得知放射性元素的含量分布情况，进而解决不同的地质问题。

2.分类

(1)α热释光法

用对α辐射灵敏的热释光材料如[CaSO₄(Dy)]，制成有一定厚度(76μm或13.4mg/cm²)和形状的探测器，将探测器按一定的测网埋入土壤层中，约30天取回，在室内加热条件下，用仪器测量α强度。该强度与探测器释放出的光能成正比，而释放出的光能是与探测器在埋设期间受α粒子的照射剂量成正比。

(2)γ热释光法

用对γ辐射灵敏的热释光计量剂LiF，埋在地下接受放射性照射，约30天后取回，测量所释放的光强，它正比于测点附近土壤层中一定影响范围内的γ辐射体和来自一定深度上氡所产生的γ辐射体的强度，进而可推测被测点放射性辐射的大小。

(3)土壤热释光

利用取自岩石或土壤的天然物质(如石英、方解石)或矿物作为辐射剂量的天然探测器，测量在加热条件下其释放的热释光强度，此光强正比于测点处放射性辐射强度，从而可用于探测地下一定深度辐射体。

3.装置

(1)α热释光探杯

热释光探测器是装在高强度的硬塑料杯内的，又由于它只对α辐射灵敏，故称为α探杯，如图3-21所示。实际上它就是一块厚76μm的薄膜。典型的α粒子能量为5.5MeV，在这种物质中射程为31μm，所以探测器能把射入其中的α粒子能量完全吸收。图中示出的α探测器被封闭在镀铝的聚酯薄膜中，目的是保护探测器，并可以使两个侧面均能接收α辐射，从而可提高灵敏度。

图3-21 探杯截面图

(2)γ热释光探杯

与α探杯相似，只不过探测器不同。

4.工作方法

野外埋设热释光探杯的情况，大体与α径迹法相同，30天后取回探测器送室内用热释光剂量仪进行测量。

(a)按测量比例尺布置好测线，按网格进行热释光探测器埋设，对土壤热释光法则取土样，深度为40cm；

(b)30天后取回热释光探测器，对于土样则需要进行分析前的预处理，晒干，过筛120目；

(c)用仪器测量在加热条件下测量热释光探测器或土壤的热释光的光强I，目前的仪器有RGD-3、FJ-369；

(d)光强I正比于受照射的放射性强度，即正比于测点辐射体的氡浓度，根据标定系数，计算氡浓度的大小；

(e)绘制平面等值线图或剖面图，进行资料的解释。

国内的天然热释光法已有良好的试验结果，在已知区可发现100～120m深的盲矿，未知区的测量结果也可与其他方法很好地进行对比。