放射性测量方法

A. 放射性测量方法及应用实例

利用天然射线测量法找水，目前国内采用的方法有γ测量、静电α卡法、α径迹测量及²¹⁰po测量等，不同方法可探测不同的核素异常。一般来说，α放射性测量比γ放射性测量更为灵敏，探测深度更大。尤其是α径迹测量和²¹⁰Po测量，其干扰因素少，有利于克服地形、地物和气候变化等影响。²¹⁰Po测量比α径迹测量显示的异常范围大，异常边界不很清晰，但其工作周期短，取样分析比较方便。所以，在利用天然放射性寻找地下水源时，若覆盖层较薄，工作范围较大，则使用快捷的γ测量；若覆盖层厚度大，工作范围小，则采用α径迹测量或²¹⁰Po测量。

（一）γ测量

γ测量是直接测定迁移至地表的放射性元素（包括氡的衰变物）所发出的γ射线。一般高精度辐射仪如FD－71、FD－31、TFS－1和TFS－2型辐射仪，徒步沿剖面测量。

γ测量是一种简便的找水方法，具有仪器轻便、工作方法简单、效率高、成本低和结果直观的优点。但由于含水构造引起的放射性异常强度一般只有正常场的1.1～1.4倍，要可靠地确定异常性质，测量时要求：辐射仪的灵敏度应大于3ppmeU（等效铀含量）；观测读数的相对标准偏差小于3％；测量探头应有较低的本底读数。

γ测量探测深度小，一般只有几十厘米至几米，最深不超过15m。当测区的地下水较丰富、埋藏较深、流速较大、表层又缺少土时，不利于放射性元素富集，在其上不易发现放射性异常。在开展工作时，要注意γ测量的方法有效性，不可盲目使用。

图5－4－1是山东平阳一条剖面上γ测量的结果。地表为厚度约10m的黏性土、基岩为页岩和灰岩。两台辐射仪观测的γ曲线上均有明显的低值异常，极小值比正常值低25％左右。经钻探验证，在50号点附近石灰岩破碎、裂隙发育，钻孔内静水位8m，抽水试验时地下水位降14m，涌水量达1900～2400m³/d。低值γ异常为含水构造裂隙的反映。

（二）α径迹测量

所谓径迹是指裂变碎片在绝缘固体物质中产生的辐射损伤。当利用塑料胶片在土壤层浅孔中接收氡、钍及其子体所产生的α线辐射时，α粒子就在胶片上辐射损伤，因肉眼看不到，故又称为潜伏径迹，经化学方法腐蚀后蚀刻出来的辐射损伤叫做径迹。在普通光学显微镜下，径迹呈圆锥形的坑洞，称为蚀坑。蚀坑在镜下透视平面表现为圆形或椭圆形带黑边的亮点。根据胶片上出现的径迹（亮点）密度，可估计辐射到胶片上的α射线强度。

图5－4－1 山东平阳γ曲线图

α径迹测量是利用径迹现象来找水的一种新方法，是利用塑料胶片在土壤层浅孔中接收氡、钍及其子体产生的α射线的辐射，然后用一定倍数的显微镜观测经化学腐蚀方法处理的塑料胶片上的径迹密度。在富水裂隙带上部的土壤层中可形成高于背景值的径迹密度异常，根据径迹密度异常可确定裂隙带，从而达到寻找基岩裂隙水的目的。α径迹测量简单易行，比γ测量有更高的灵敏度。由于氡的半衰期为3.825天，能扩散百米之外。所以，它通常可探测埋深几十米的地下水。

α径迹测量设备包括：

1）探测装置：为塑料胶片和探杯。塑料胶片可选用醋酸纤维胶片或硝酸纤维胶片，探杯用直径8cm、高9cm的陶瓷茶杯或塑料探杯。

2）蚀刻装置：包括恒温水浴锅、温度计、台杯、烧杯、量杯、化学蚀刻架、化学试剂（KOH、NaOH、KMnO4、和HCl）等。

3）观测装置：为普通生物显微镜，并附有统计径迹密度使用的刻度尺。

野外工作时，首先将塑料胶片剪成1.5cm×3.5cm的长方形，并在两端用针尖刻记编号，编号要统一刻在胶片的同一面。然后用透明胶带粘住胶片两端，将其粘着固定在探杯内离杯口4cm的深处，使胶片平悬于探杯中央，见图5－4－2。然后，在选择的剖面上，按一定的点距（一般为3～5m），挖35～45cm深的浅孔，浅孔要避开人工填土、沟边、陡坎边。将编好号的探杯口朝下放入浅孔，盖上塑料布再压土封好。由于氡的半衰期为3.825天，在埋杯后一个月左右，氡及其子体可达到平衡。因此，埋杯时间一般为15～30天。为了保证测量条件的一致，在同一测区，必须统一埋杯时间。

图5－4－2 探测器安装过程示意图

α径迹测量测量结果以α径迹密度曲线剖面图表示，见图5－4－3。

图5－4－3 α径迹密度曲线剖面图

径迹密度单位可用胶片上每0.26mm²内径迹数目（j）或每平方毫米内径迹数目（j/mm²）表示。一般认为，径迹密度异常值高于背景值4倍以上时，反映构造断裂的效果较好。

依断裂规模、性质的不同，在α径迹密2度曲线上呈现不同的异常特征。可有如下异常类型（图5－4－4）。

图5－4－4 常见的几种α径迹密度曲线异常类型示意图

1）单峰状异常：以一点或相邻两点形成的异常为特征，常反映单一的直立的断裂带，其两侧次级断裂、裂隙、破碎不发育，如图5－4－4（a）。

2）双峰状异常：其特征是以一点或相邻两点形成主峰异常，在其一侧出现强度上次于主峰异常的次峰异常，如图5－4－4（b）。主峰异常为主断裂带的反映，次峰异常为主断裂上盘一侧的次级裂隙或破碎的反映。

3）多峰状异常：其特征是曲线呈锯齿状，异常有一定宽度，反映宽度较大的断裂带或较宽的节理密集破碎带，如图5－4－4（c）。

4）对称异常：其特征是在低缓异常背景上叠加了单峰状异常，主峰异常反映了直立的主断裂，两侧低缓异常反映了次级断裂带或破碎带（图5－4－4（d））。

除上述类型外，还常见以下一些不规律形态的曲线，见图5－4－5。

图5－4－5 几种不规则的曲线形态

（三）²¹⁰Po测量

²¹⁰Po测量是通过取土壤样品，用化学处理的办法将样品中放射性元素²¹⁰Po置换到铜、镍等金属片上，再用α辐射仪测量析沉在金属片上的²¹⁰Po所辐射的α射线强度。

由于新构造断裂上方的土壤层中²¹⁰Po的含量明显地比周围的含量高，因此，用²¹⁰Po测量测得的α射线强度异常可推断新构造断裂的位置，从而达到找水的目的。

²¹⁰Po测量的野外工作主要是采样。采样点距为3～5m，采样深度35～45cm，样品质量约20～30g。²¹⁰Po测量可与α径迹测量配合，在α径迹测量的土壤层浅孔底取样。

²¹⁰Po测量的室内工作包括样品的化学处理和金属片上的α射线强度测定。其步骤有：

1）称量8～10g样品放入100mL的烧杯中；

2）注入2.5“N”的HCl130mL，浸泡数小时；

3）将直径为19cm的铜片放入溶液中，振荡3～4小时；

4）取出铜片，用清水冲洗干净，晾干；

5）用低本底α辐射仪（如EJ－13、FD－3005型等）测量铜片上α射线强度，其单位以计数率（脉冲/h）表示。

²¹⁰Po测量结果以剖面曲线图表示。曲线高于背景值2～3倍以上的α射线强度定义为异常。

图5－4－6是无锡某地用²¹⁰Po测量寻找新构造裂隙水的例子。测区出露地层有上志留系茅山组砂岩、石英砂岩。区内裂隙、节理发育，断裂构造有NW290°和NE10°两组。在预计布井的范围内，经地质观测认为，NE10°一组裂隙为更新的一组含水构造。为此，布置了近东西向α径迹测量剖面。测量结果见图5－4－6（b）。由图可以看出，在3号点和12号点出现明显的异常，经12号点处的钻探验证，表明异常为含水新构造裂隙带引起。

图5－4－6 无锡某地地质、物探综合剖面图

为了验证²¹⁰Po测量探测新构造裂隙水的效果，在α径迹剖面上采集土壤样品，测量²¹⁰Po的α径迹密度异常位置上同样出现α射线强度异常，而且比α径迹密度异常更明显。

B. 放射性测量

20世纪70年代初，我国开始用天然放射性测量寻找地下水源，至今已取得了良好的效果和进展。该方法的优点为设备轻便、操作简单、探测速度快、成果反映直观，是寻找地下水源的一种简单、经济和有效的方法。

利用放射性测量主要是寻找与断裂、裂隙有关的基岩地下水。在断裂带、破碎带和裂隙发育带中，地下水的迁移、搬运不断地对周围岩石中的放射性元素进行冲刷、析出、沉淀、运移等，使作为水通道的断层破碎带与周围岩石之间存在着放射性元素含量的相对富集或相对贫化的差异，从而产生了放射性强度的差异。因此，在与断裂、裂隙构造部位相应的地表处，通常存在放射性异常。当放射性元素正向迁移作用（即氧化、溶解、扩散、射气等使各种放射性元素从岩石进入水中的作用）大于反向迁移作用（即在地下水运动过程中，由于构造环境、地球物理和地球化学条件的改变，造成天然放射性元素自水中析出、沉淀，被粘土、有机质等颗粒所吸附的作用）时，断裂破碎带上的放射性强度低于围岩，即所谓放射性元素相对贫化，此时则出现天然放射性强度的“负异常”，反之，当反向迁移作用大于正向迁移作用时，断裂破碎带上的放射性强度高于围岩，即放射性元素相对富集，则出现天然放射性强度的“正异常”。无论“正”或“负”异常都是判断是否有含地下水构造存在的标志^[10,11],。

利用天然射线测量法找水，目前国内采用的方法有γ测量、静电α卡法、α径迹测量、²¹⁰Po测量等。不同方法可探测不同的核素异常。一般说来，α放射性测量比y放射性测量更为灵敏，探测深度更大。尤其是α径迹测量和²¹⁰Po测量，其干扰因素少，有利于克服地形、地物和气候变化等影响。²¹⁰Po测量比α径迹测量显示的异常范围大、异常边界不很清晰，但其工作周期短、取样分析比较方便。所以，在利用天然放射性寻找地下水源时，若覆盖层较薄、工作范围较大，则使用快速的y测量，若覆盖层厚度大、工作范围小，则采用α径迹测量或²¹⁰Po测量。

1.y测量

γ测量是直接测定迁移至地表的放射性元素（包括Rn的衰变物）所发出的γ射线。一般用高精度辐射仪如FD-71、FD-31、T FS-1和T FS·2型辐射仪，徒步沿剖面测量。

γ测量是一种简便的找水方法，具有仪器轻便、工作方法简单、效率高、成本低和直观的优点。但由于含水构造引起的放射性异常强度一般只是正常场的1.1～1.4倍，要可靠地确定异常性质，测量时要求辐射仪的灵敏度应大于3×10^-6eU（[当量铀e（U）含量]）

1×10-⁶eU=0.619γ 1γ＝71.767×10-¹⁵A/kg=71.767 fA/kg（飞安每千克）。，观测读数的相对标准偏差小于3%，测量探头应有较低的本底读数。

图3-1-33 山东平阴γ曲线图

（据朱焕祖，1986）

1—表土；2—页岩；3—石灰岩

γ测量探测深度小，一般只有几十厘米至几米，最深不超过15m。当测区的地下水较丰富、埋藏较深、流速较大、表层又缺少土时，不利于放射性元素富集，在其上不易发现放射性异常。在开展工作时，要注意γ测量的方法有效性，不可盲目使用。

图3-1-33是山东平阴一条剖面上γ测量的结果。地表为厚度约10m的粘性土，基岩为页岩和灰岩。两台辐射仪观测的γ曲线上均有明显的低值异常，极小值比正常值低25%左右。经钻探验证，在50号点附近石灰岩破碎、裂隙发育，钻孔内静水位为8m，抽水试验时地下水位降14m，涌水量达1900～2400t/d。低值γ异常为含水构造裂隙的反映_[11]。

2.α径迹测量

所谓径迹是指裂变碎片在绝缘固体物质中产生的辐射损伤。当利用塑料胶片在土壤层浅孔中接收Rn、Th及其子体所产生的α线辐射时，a粒子就会在胶片上产生辐射损伤。因肉眼看不到，故又称为潜伏径迹，经化学方法腐蚀后，蚀刻出来的辐射损伤叫做径迹。在普通光学显微镜下，径迹呈圆锥形的坑洞，称为蚀坑。蚀坑在镜下透视平面上表现为圆形或椭圆形带黑边的亮点。根据胶片上出现的径迹（亮点）密度，可估计辐射到胶片上的α射线的强度。

α径迹测量是利用径迹现象来找水的一种方法，是利用塑料胶片在土壤层浅孔中接收Rn、Th及其子体产生的α射线的辐射，然后用一定倍数的显微镜观测经化学腐蚀方法处理的塑料胶片上的径迹密度。在富水裂隙带上部的土壤层中可形成高于背景值的径迹密度异常，根据径迹密度异常可确定富水裂隙带，从而达到寻找基岩裂隙水的目的。

α径迹测量简单易行，比γ测量有更高的灵敏度。由于Rn的半衰期为3.825天，能扩散百米之外，所以，它通常可探测几十米。

α径迹测量所需设备如下：

1）探测装置：为塑料胶片和探杯。塑料胶片可选用醋酸纤维胶片或硝酸纤维胶片，探杯用直径8cm、高9cm的陶瓷茶杯或塑料探杯。

2）蚀刻装置：包括恒温水浴锅、温度计、台杯、烧杯、量杯、化学蚀刻架、化学试剂（KO H、NaOH、KMnO₄和HCl）等。

3）观测装置：为普通生物显微镜，并附有统计径迹密度用的刻度尺。

野外工作时，首先将塑料胶片剪成1.5cm×3.5cm的长方形，并在两端用针尖刻记编号，编号要统一刻在胶片的同一面。然后用透明胶带粘住胶片两端，将其粘着固定在探杯内离杯口4cm的深处，使胶片平悬于探杯中央（图3-1-34）。

图3-1-34 探测器安装过程示意图

（据南京大学地质系基岩裂隙水探测方法研究小组，1983）

（a）胶片两端刻记编号（；b）用透明胶带纸粘住胶片两端；（c）胶带纸的另一端粘着于杯壁使胶片平悬于探杯中央；（d）胶片离杯口距离4cm

1—胶片；2—透明胶带纸；3—探杯

然后，在选择的剖面上，按一定的点距，一般为3～5m，挖35～45cm深的浅孔，浅孔要避开人工填土、沟边、陡坎边。将编好号的探杯口朝下放入浅孔，盖上塑料布，再压土封好。

由于Rn的半衰期为3.825天，在埋探杯后一个月左右，Rn及其子体可达到平衡，因此，埋杯时间一般为15～30天。为了保证测量条件的一致，在同一测区必须用同一埋杯时间。

α径迹测量结果以α径迹密度曲线剖面表示（图3-1-35）。径迹密度单位可用胶片上每0.26mm²内的径迹数目（j）或每平方毫米内的径迹数目（j/mm²）表示。一般认为，径迹密度异常值高于背景值四倍以上时，反映构造断裂的效果较好。

图3-1-35 α径迹密度曲线剖面

（据南京大学地质系基岩裂隙水探测方法研究小组，1983）

依断裂规模、性质的不同，在α径迹密度曲线上呈现不同的异常特征。异常类型可有下述几种（图3-1-36）。

1）单峰状异常：以一点或相邻两点形成的异常为特征，常反映单一的直立的断裂带，其两侧次级断裂、裂隙、破碎不发育（图3-1-36（a）。

图3-1-36 常见的几种径迹密度曲线异常类型示意图

（据南京大学地质系基岩裂隙水探测方法研究小组，1983）

（a）单峰状异常；（b）双峰状异常；（c）多峰状异常；（d）对称异常

2）双峰状异常：其特征是以一点或相邻两点形成主峰异常，在其一侧出现强度上次于主峰异常的次峰异常（，图3-1-36（b）。主峰异常为主断裂带的反映，次峰异常为主断裂上盘一侧的次级裂隙或破碎的反映。

3）多峰状异常：其特征是曲线呈锯齿状，异常有一定宽度，反映了宽度较大的断裂带或较宽的节理密集破碎带（图3-1-36（c）。

4）对称异常：其特征是在低缓异常背景上叠加了单峰状异常，主峰异常反映了直立的主断裂，两侧低缓异常反映了次级断裂带或破碎带（图3-1-36（d）。

除上述类型外，还常见以下一些不规则形态的曲线（图3-1-37）。

图3-1-37 几种不规则的曲线形态

（据南京大学地质系基岩裂隙水探测方法研究小组，1983）

（a）风化裂隙所反映的曲线形态；（b）不同岩层界面两侧反映的曲线形态；（c）岩溶、裂隙、洞穴上的曲线形态

3.²¹⁰Po测量

²¹⁰Po测量是通过取土壤样品，用化学处理的办法将样品中放射性元素²¹⁰Po置换到铜、镍等金属片上，再用α辐射仪测量析沉在金属片上的²¹⁰Po所辐射的a射线强度。

由于新构造断裂上方的土壤层中²¹⁰Po的含量明显地比周围的含量高，因此，用²¹⁰Po测量测得的α射线强度异常可推断新构造断裂的位置，从而达到找水的目的。

₂₁₀Po测量的野外工作主要是采样。采样点距为3～5m，采样深度35～45cm，样品重量20～30g。²¹⁰Po测量可与α径迹测量配合，在α径迹测量的土壤层浅孔底取样。

₂₁₀Po测量的室内工作包括样品的化学处理和金属片上的α射线强度测定。其步骤如下。

1）称量8～10g样品放入100mL的烧杯中；

2）注入2.5N的H Cl 130mL，浸泡数小时；

3）将直径为19cm的铜片放入溶液中，振荡3～4小时；

4）取出铜片，用清水冲洗干净，晾干；

5）用低本底α辐射仪（如EJ-13、FD-3005型等）测量铜片上²¹⁰Po的a射线强度，其单位以计数率（脉冲/小时）表示

计数率是一种相对读数记录单位，随仪器不同而不同，需经过标准源进行标定后，才能换算成放射性活度单位。。

²¹⁰Po测量结果以剖面曲线图表示。曲线上高于背景值2～3倍以上的α射线强度定为异常。

图3-1-38是无锡某地用²¹⁰Po测量寻找新构造裂隙水的例子。测区内出露地层为上志留统茅山组砂岩、石英砂岩。区内裂隙、节理发育，断裂构造有N W 290°和N E10°两组。在预计布井的范围内，经地质观测认为，N E10°一组裂隙为更新的一组含水构造。为此，布置了近东西向的α径迹测量剖面。测量结果见图3-1-38b。由图可看出，在3号点和12号点处出现明显的异常，经12号点处的钻探验证，异常为含水新构造裂隙带引起的。

图3-1-38 无锡某地地质、物探综合剖面

（据石玉春，1982）

（a）α射线强度曲线（；b）α径迹密度曲线1—砂岩；2—构造裂隙

为了验证²¹⁰Po测量探测新构造裂隙水的效果，在α径迹剖面上采集土壤样品，测定²¹⁰Po的α射线强度（图3-1-38）。结果表明，在α径迹密度异常位置上同样出现a射线强度异常，而且比α径迹密度异常更明显^[13]。

C. 总α放射性的测定

总α放射性测量可分为水、土壤、生物中测量。水中总α放射性测量的标准有国际标准ISO9696—1992《水质-无盐水中总α测量—厚样法》和国家标准GB5750—85《生活饮用水标准检验法》等。

方法提要

经酸化的水样加热蒸发近干，放入高温炉中，在660℃条件下灼烧残渣并研磨成粒度76μm的粉末，装入测量盘内，盘内试样厚度不少于0.1mg/mm²。用低本底α测量系统，测量α比活度。

土壤中总α放射性相对水平要高一些，可以不经化学处理，直接将土壤铺样测量。探测下限随仪器探测器和试样盘大小而变。

生物样(包括动、植物，如稻谷、蔬菜、水果、肉、鱼类食品、饼干等)中总α放射性与土壤比较，一般较低。测量时须经过烘干、炭化、灰化等浓缩过程，测量灰分中的α放射性，再推算出鲜样α比活度。本方法测定大于3.7×10^-3Bq/kg(鲜样)的试样。

仪器与装置

α低本底测量系统本底小于0.8h^-1。

测量盘带有边沿的测量盘厚度至少为2.5mg/mm²。

高温炉能在(660±10)℃下恒温。

红外灯、研钵。

试剂

硫酸。

丙酮;

天然铀(或²³⁹Pu)α平面源。

α标准源纯铀粉末标准源GBW04302。

分析步骤

(1)水样

量取已酸化悬浮物少或清澈水样(必要时用脱脂棉或玻璃纤维过滤)1.0～4.0L。随同试样进行双份空白试验，所用试剂须取自同一试剂瓶。随同试样分析同类型标准试样进行校正试验。量取足够的水样(满足所需残渣量)若干升，转入烧杯中，于电热板上小心加热蒸发到30mL左右，取下烧杯冷却。将已浓缩的水样转移到经350℃预先恒量的蒸发皿中，加入1mLH₂SO₄，把蒸发皿放在红外灯下，小心蒸发至干，直到硫酸冒烟后，取下放到电热板上，继续加热到烟雾赶尽为止。将蒸发皿放入高温炉中，在(600±10)℃灼烧1h，取出放入干燥器中冷却至室温，称出试样残渣的质量(精确至0.0001g)。将残渣研磨成粒度76μm的粉末，装入已称量的测量盘内，厚度不少于0.1mg/mm²。滴几滴丙酮到测量盘内，使试样均匀地铺平，置于干燥器中待测。

准确称取纯铀粉末标准源装入测量盘内，厚度不少于0.1mg/mm²(总α大约3Bq)，制备α比活度标准源备用。用α低本底测量系统分别进行空白试验本底、试样、标准源的测量，源距探测器的距离不得超过10mm。测量的时间，由试样活度(或α标准源的活度)和本底计数率及所要求的精度决定。

按下式计算总α比活度:

岩石矿物分析第三分册有色、稀有、分散、稀土、贵金属矿石及铀钍矿石分析

式中:ρ(总α)为水样总α比活度，Bq/L;R为经本底修正后水样的净计数率，s^-1;M为水样蒸干后残渣的总质量，mg;E为由α标准源测定的探测效率，%;m为装在样盘中的残渣质量，mg;V为水样体积，L。

本法的精密度:当比活度为10^-2Bq/L时，RSD为40%;当比活度为10^-1Bq/L时，RSD为20%;当比活度为1Bq/L时，RSD为8%。

水中总α放射性测量除了上述的直接测量法外，还有沉淀载带法和比较测量法。沉淀载带法是以载带剂(如氢氧化铁)作载体，把水中的微量放射性核素载带和沉淀下来，然后将沉淀灼烧，制成试样源，测其α活度;比较测量法是一个水样取两份试样，一份按直接测量法制备一个试样源，另一份加入已知量的标准物质后，按直接测量法同样的操作制备一个标准源，这样创造一个相对于标准源与试样源的残渣较一致的基质成分，它消除了测量时因基体差异而导致的对α射线的吸收和几何条件不同影响。

(2)土壤样

用天然铀(或²³⁹Pu)标准面源测仪器效率，与常年效率相比，效率变化在10%以内，视仪器正常，否则重新测粉末源(天然铀或²⁴¹Am)的效率。称取不少于0.1mg/mm²粉末试样(已处理好的)于样盘中，滴几滴丙酮到测量盘内，均匀铺样，在红外灯下烘干，在低本底α测量仪上测α计数，测量的时间，由土壤α活度(或α标准源的活度)和本底计数率及所要求的精度决定。

测土壤时，因为试样的来源充足，应尽量采用大试样盘，以提高测定的灵敏度，增加可靠性。要注意，校准(标定)仪器时的α粉末源称量与试样源的称量要一致，测量时几何条件要相同。

按下式计算土壤中总α放射性比活度:

岩石矿物分析第三分册有色、稀有、分散、稀土、贵金属矿石及铀钍矿石分析

式中:C_α为土壤中总α放射性比活度，Bq/kg;n₃为土壤试样中α计数率，s^-1;n₀₁为α本底计数率，s^-1;η₁为α标准源计数效率，%;m_b为土壤试样的质量，mg;10⁶为由mg转换为kg的系数。

(3)生物样

将已炭化、灰化好的灰样研细(粒度小于76μm)，称取不少于0.1mg/mm²试样于样盘中，加几滴丙酮，均匀铺样，在红外灯下烘干，在低本底α测量仪上测α计数，测量的时间，由生物样α活度(或α标准源的活度)和本底计数率及所要求的精度决定。

按下式计算生物中总α放射性比活度:

岩石矿物分析第三分册有色、稀有、分散、稀土、贵金属矿石及铀钍矿石分析

式中:n₃为试样的α计数率，s^-1;n₀₁为仪器α本底计数率，s^-1;m为试样总质量，mg;m_b为试样源质量，mg;w为鲜样质量，kg;η₁为α标准源效率，%;r为试样回收率，可视作100%。

D. 利用放射性方法可以进行哪些测量这种测量方法有哪些特点和优势

可以进行测厚，无损检测，炉前分析，断层扫描等等
特点和优势:灵敏度高，无需接触测量

E. 辐射一般通过哪些方式可以检测出辐射量有多大

辐射检测仪器有场强仪、电离辐射检测仪、电磁辐射检测仪。
一、场强检测仪：
1、高频近区电磁场测定仪、高频电场测定仪、工频电场测定仪，主要用于测量高压输变电系统，配电室，感应炉，地铁，电动机车，医疗设备，烘干设备，计算机等具有电磁辐射作业场所的电场强度。
二、电离辐射检测仪
1、个人剂量报警仪：主要用来监测X射线和γ射线，在测量范围内，可任意设定报警阈值，当达到报警阈值时，发出警报及时提醒工作人员注意安全。广泛应用于辐照加工企业、卫生防疫、放射治疗、核实验室、核电站、进出口商检、建材、石油化工、地质普查、废钢铁、工业无损探伤等存在电离辐射环境下。
2、中子剂量仪：广泛应用于加速器、核燃料生产厂、中子辐照装置等场所
3、α β γ表面污染测量仪：主要用于放射性表面污染测量，可同时对α、β、γ射线进行测量。该仪器可广泛应用于环保部门、医院放射性科室、高等院校核物理实验室、科研单位放射性实验室、核电站、放射性计量站以及其它放射性场所的人员手部、衣物以及使用的试验台、试验设备的α、β、γ表面污染测量，以便及时去污，从而保护工作人员的安全。
4、αβ表面污染测量仪：同测αβ，也可单测α或β，主要应用于核医学、环境放射性监测、核设施退役、核废物处理，以及核电站和部队核辐射探测方面。
5、χ、γ剂量仪：测高能、低能γ射线外，也可以对低能X射线进行准确的测量，广泛用于环保、冶金、石油化工、化工、卫生防疫、进出口商检、放射性试验室、废钢铁、商检、各种放射性工作场所等需进行辐射环境与辐射防护检测的场合。
6、低本底α β测量仪：广泛用于辐射防护，医药卫生，农业科学，核电站等场所。
三、电磁辐射检测仪
1、低频电磁辐射检测仪：磁性材料的检测，地磁场的检测，地铁电磁环境辐射监测，交流、直流高压输变电系统监测，配电室、计算机房、敏感仪器室等作业场所监测。
2、高频电磁辐射检测仪:工业炉、焊接系统、射频加热、回火和干燥设备、透热设备和医疗设备(NMR)，射频发射装置、敏感区域（医院、学校）、无线电通讯系统、移动通信基站、广播电台、电视发射塔环境的场强测量。

F. 放射性同位素分析测定技术与方法

要利用放射性同位素体系测定岩石矿物的年龄就必须获得准确的母体、子体的量。由于岩石矿物是几乎含有周期表中83 个自然产出元素的复杂体系,尽管现代分析方法技术能较为精确地分析这些元素的含量,但一方面相对于年龄测定的准确度与精确度的要求来说,含量分析给出的精确度还是非常低的,另一方面这些元素分析给出的结果无法获得有关子体同位素的准确量值。如果微量元素平行样品分析最佳精确度≤10%,在放射性同位素定年中,以埃迪卡拉-寒武纪分界 542Ma 为例,年龄测定误差在±54Ma,那么测定的地质事件可能属于寒武纪/奥陶纪边界或新元代埃迪卡拉纪。显然这种分析误差在放射性同位素定年中是不可接受的。同时自然界一些放射成因子体存在同量异位素,它们叠加在一起将造成对放射成因子体的错误定量。

对岩石矿物的放射性定年,首先须将它们完全分解。对于硅酸盐类矿物一般用氢氟酸+硝酸、硫化物与自然金属类用硝酸或王水、碳酸盐类用盐酸,在聚四氟乙烯密封溶样罐中加热分解。由于即使是优级纯的化学试剂本身也含有一定的杂质元素,为了降低这些杂质元素及其同位素对样品结果的影响,所用试剂均应亚沸蒸馏为超纯试剂。同时因为空气中也含有低浓度的金属元素,实验室的空气需进行过滤并保持较室外环境稍高的压力。所用器皿多由纯石英或聚四氟乙烯制成。完全分解后的样品溶液根据测定对象的不同,要转移到不同的离子交换树脂上将待测元素与其他元素分离开,如 Rb-Sr与其他元素的分离由阳离子交换树脂;Sm-Nd先由阳离子交换树脂与其他元素分离,而后再由涂有己基二乙基磷酸氢 (HDEHP)的聚四氟乙烯粉末柱上由盐酸淋洗将 Sm 与 Nd 分离开;Pb 由氢溴酸加载到阴离子交换树脂上,通过盐酸淋洗与其他元素分离。其他定年系统,依元素化学性质的不同而采用不同的分离方法,如 Re-Os 在 Carius 管中由盐酸、硝酸分解样品,使Os 转化为 OsO₄ 由蒸馏而与 Re 分离;Re 则通过萃取与阳离子交换与其他元素分离(杜安道等,2001;屈文俊等,2003)。

为了准确获得母体、子体元素含量,通过在样品中定量加入人工富集某一同位素的相应元素稀释剂后进行分离测定,这种方法称为同位素稀释法 (陈岳龙等,2005),由这种方法测得的母体、子体元素含量精确度可达千分之几,远较其他分析方法的精确度高。

此外,一些特别的同位素体系可以通过样品先在反应堆中照射,将母体中的某一同位素转换成同量异位素,从而将母体、子体的测定在一次处理中完成。如将钾在反应堆中照射后,其中的³⁹ K 转变为³⁹ Ar,由于在自然界中³⁹ K、⁴⁰ K 的丰度比是恒定的,测定出³⁹ K的含量也就确定了⁴⁰ K的含量。而³⁹ Ar可与⁴⁰ K 的放射成因⁴⁰ Ar 子体在同一体系中完成测定。类似地还有Re-Os体系。

分离纯化后的单个元素要准确获得母体、子体元素的含量及子体中相应同位素的量就必须进行质谱分析。质谱分析就是将纯化后的单一元素加载在质谱计离子源的灯丝上,这种灯丝一般为铼带或钽带,通过增高灯丝电流使加载在其上的被分析元素发生电离形成带电粒子。这些带电粒子通过静电分析系统后到达扇形磁场中,通过磁场将不同质/荷比的粒子分离开,在信号接收端由法拉第杯或光电倍增管、电子倍增器记录不同质/荷比的离子流强度,即可得到相应同位素的量值。其原理如图6-2、式 (6-11)所示。

图6-2 扇形磁场质谱计基本结构示意图

实心圆与空心圆分别代表元素的轻、重同位素

地球化学

式中:r为质荷比为m/e的带电粒子运动半径;H为磁场强度;V为静电分析系统的电压。

质谱计一般发射出来的是正离子,通常称为热离子质谱计 (TIMS)。某些难电离为正离子的元素,如锇,形成氧化物后更容易电离为负离子。这种对负离子进行静电分析的极性与热离子质谱计相反,称为负热离子质谱计 (N-TIMS)。

离子源电离过程中,由于较轻的同位素相对于重同位素具较低的电离能,从而优先电离,造成测定过程随时间轻同位素电离越来越少、重同位素越来越多,这就是仪器测定过程中的同位素分馏效应。这种效应不校正,将会造成同位素分析中高达 1%的不可接受误差。这种分馏效应对于具有三个以上同位素,且其中两个自地球形成以来没有其他因素造成其同位素丰度发生变化的元素,可利用这两个同位素的理论值与实际测定值之间的差别进行分馏校正,称为内部分馏校正。以锶为例,在自然界有⁸⁴ Sr、⁸⁶ Sr、⁸⁷ Sr、⁸⁸ Sr 这 4 个同位素,其中⁸⁷ Sr由⁸⁷ Rb 的衰变而造成丰度有变化,但自地球形成以来⁸⁶ Sr、⁸⁸ Sr 的丰度没有其他因素使其增加或减少,因此⁸⁶ Sr/⁸⁸ Sr 是恒定的,国际上公认值为0.1194。将质谱测量中每次观测到的⁸⁶Sr/⁸⁸Sr比值与0.1194的偏差再除以相应同位素的质量差即可得到分馏因子 (F),即:

地球化学

⁸⁶ Sr、⁸⁸ Sr的质量差为1.996 ,获得⁸⁶ Sr/⁸⁸ Sr的观测值即可计算出单位质量分馏因子F ,由实测的( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr) _obs可由式(613)计算出真实的( ⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr) _true ,式中⁸⁶ Sr、⁸⁷ Sr的质量差Δ_mass=1.000。

地球化学

这种分馏校正可使⁸⁷ Sr/⁸⁶ Sr比值的内部分析精确度从大约1%提高到优于0.01%。这种分馏校正方式称为线性规律校正,对于一些更轻的同位素由指数分馏规律校正更为符合实际 (陈岳龙等,2005)。

对铅同位素分析或铷同位素稀释法测定无法使用内部分馏校正,这是因为铅的4 个同位素中有3 个具放射成因组分的影响,而不具固定的同位素比值;而铷只有 2 个同位素,加入稀释剂后这两个同位素的比值不同于天然体系的。在这种情况下,必须使用外部分馏校正。外部校正有两种方法,一是通过标准样品;二是通过加入双稀释剂到样品中达到间接的内部分馏校正。

由于同位素比值可以方便地校正测定过程中的同位素分馏影响,对于式 (6-10)在实际应用过程中均除以相应子体的某一稳定同位素而表示为同位素比值的关系。以 Sr 为例,可以表示为

地球化学

如果一组样品 (3 个以上)是同时形成的且具共同来源,它们形成后直到分析测定时体系始终处于封闭状态,它们在以母体/子体元素某同位素比值为横坐标、放射成因子体同位素/子体元素某同位素比值为纵坐标的图上应形成线性分布,该线性分布的斜率m (=e^λt-1)即可解出这一组样品的年龄,因此称为等时线;截距即为它们共同的初始子体同位素比值。

G. 放射性污染的监测方法

9.3.2.1 核事故污染的监测

核事故往往造成的污染范围很大，而且给人民生命和国民经济带来巨大的损失，引起全世界的关注。针对核事故的地球物理监测工作大体上可分为两大部分:一是在核事故发生后开始的大区域快速监测工作，及时了解逐日的污染扩散范围和方向并采取相应的防范对策;二是对所有核设施的长年监测工作，以便一旦发生事故时，能够了解原有的放射性背景以及追踪事故后污染逐步消除的过程。

(1)切尔诺贝利核事故监测

早在核电站建成之前，苏联的乌克兰科学院从20世纪60年代初期就通过在基辅的监测站对基辅周围地区(包括切尔诺贝利地区)进行长期放射性环境监测。监测的参数包括γ辐射背景值(用辐射仪测量)、散落物的放射性活度测量(用面积40cm×40cm的平底盘采集，盘底铺一张浸泡过甘油的滤纸，采集持续两周，采集的样品放在瓷坩埚内在电热炉中加温到500℃灰化，然后测定其β辐射强度)、土壤放射性污染检测(在地表下5cm深处用正方形取样器10cm×10cm取样，样品风干、磨碎、过筛后，测定其β辐射强度)。

事故发生前，γ辐射剂量率为10～12μR/h(背景值)，1986年4月26日发生事故后，4月30日升高到5mR/h，比背景值高约500倍。在随后几天内γ辐射值变化强烈，与放射性物质的继续泄漏和天气变化有关。5月9日在反应堆再次爆炸后，γ辐射也再次出现高峰。1986年底，γ辐射降低到50μR/h，1992年(监测经过公布前)再次降低为16～18μR/h，接近事故前的背景值。

土壤中的β放射性活度(按土壤质量计)在事故前为550～740Bq/kg，事故后升高到29600Bq/kg。事故前放射性⁹⁰Sr的质量活度为3.7～22.2Bq/kg，事故后升高了10倍。

为了了解污染的区域分布，瑞典地质调查所动用了两架地球物理专用飞机，在150m的高度上进行了航空γ能谱测量，1986年5月1～6日的测量结果如图9.12所示。在Gavle附近发现明显的高值。后几天的调查重点移向瑞典南部，以了解是否可以允许奶牛吃该地春天新生的牧草。5月5～8日在瑞典其他地区用100km线距的东西向测线覆盖，发现污染区不断向瑞典－挪威边界的方向扩大。从5月9日～6月9日整个瑞典用50km线距的航空测量覆盖，在一些异常区测线加密到2km。苏联在1986年4月28日以后，在国内面积为527400km的区域内进行过比例尺为1∶10万、1∶20万、1∶50万的航空γ能谱测量，以监测放射性污染弥散的区域。

图9.12瑞典航空γ射线照射量率等值线图 (照射量率单位为μR/h)

(2)追踪核动力卫星

由于卫星在进入大气层后解体成多个碎片，因此监测工作要在降落轨道周围广阔地区内进行，主要依靠航空γ能谱测量，发现异常后再进行地面检查。

苏联的用核反应堆作动力的宇宙－954卫星1977年底～1978年初在加拿大西北部陨落。1978年初加拿大国防部和美国能源部合作，追踪卫星陨落的碎片在加拿大的散落位置。首先根据计算机预测的卫星陨落轨道，划出一条长800km、宽50km陨落区域，由大奴湖东端至哈德逊湾附近的贝克尔湖，并将其分为14段。用4架C－130Heracles(大力神)飞机，以1.853km的线距、500m的离地高度作了航空γ能谱测量。加拿大地质调查所的能谱系统首先在大奴湖东端冰上的一号地段探测到放射源，到1月31日对全区作了普查，发现所有放射性碎片落在一个10km宽的带内，在该带内又以500m线距和250m离地高度作了详查。鉴于大力神飞机的飞行高度不可能再进一步降低，还采用了一套直升机探测系统，在9号地段的冰上发现许多弱的放射源，它们都是在大力神的飞行高度上所不能发现的，后来对这些小片的分析表明它们是反应堆芯的一部分。此后，直升机系统又在沿大奴湖南岸一带发现了更多的放射性碎片(图9.13)，这些碎片随北风飘向预订轨道的南侧。到3月底又在大奴湖的冰上作了一次系统的直升机γ能谱测量，数据分析进一步证明反应堆芯在进入大气层后已全部解体。同年夏天，加拿大原子能监控管理局做了进一步的监测和清理工作，以保证清除所有的有害物质，共回收约3500枚碎片，最远的在卫星轨道以南480km。

9.3.2.2矿山探采和选冶污染的监测

除了铀矿床外，许多有色金属、贵金属、稀有金属、稀土元素和磷矿床等也都伴生有大量放射性元素，对这些矿床的勘探、开采、选矿和冶炼都会导致放射性污染。为了清除这些污染，了解清除的效果，都需要进行监测。

(1)尾矿场地的污染与监测

在地质勘探阶段，矿床虽未交给工业部门开采，但是在勘探过程中使用了水平巷道、竖井和浅井等工程，使矿区受到天然放射性元素的污染。在矿床开采过程中，矿石和废石的堆放与运输造成更大面积的污染，选冶过程中产生的尾矿和炉渣也是不可忽视的污染源。

图9.13大奴湖地区由宇宙－954卫星放射性碎片引起的γ射线总计数的分布

1979～1980年美国能源部在盐湖谷作了航空放射性测量，以便划定尾矿场地范围，并指导地面调查。测量系统安装在直升机上，探测器由20个NaI晶体组成，每个体积645.7cm³，航高46m，线距76m。根据测量数据绘出了照射量率等值线图，如图9.14(a)所示和高于背景值的²²⁶Ra含量分布范围图，如图9.14(b)所示。背景照射量率变化于430～645fA/kg(1μR/h=71.667fA/kg)之间。尾矿堆的照射量率最高超过1×10⁵fA/kg。在尾矿堆以北有两个照射量率偏高的突出部分，西面的一个据认为是由尾矿受风吹动造成的，东面的一个沿铁路分布，可能由测量时正在运输的放射性物质或由沿铁路运输散落的矿石或尾矿引起。沿铁路的其他辐射异常据推测也是由散落物引起的。

利用此次航空放射性测量数据，盐湖城卫生局和犹他州卫生厅划定出14个此前未知的放射性异常区，地面检查发现9个地点属于铀选矿厂的尾矿、1个是铀矿石、3个是放射性炉渣，还有1个是储存的选矿设备。在20世纪80年代初查出的这些污染地段都得到了清理。

(2)采煤和燃煤的污染及监测

许多重要的采煤区在采煤过程中形成大面积的放射性污染。例如，德国的鲁尔矿区发现，由煤矿抽向地面的水中²²⁶Ra含量所导致的活度浓度达13kBq/m³，流入地下坑道中的水达63kBq/m³。鲁尔区所有煤矿每年抽出的水含²²⁶Ra导致的总活度共37GBq。在地面上放射性污染的分布在很大程度上与水的化学成分有关，共有两类含镭的水，A类含硫酸盐甚少或不含硫酸盐，但含Ba²⁺离子;B类水含大量硫酸盐，但不含Ba²⁺离子。在B类水中镭不沉淀，而A类水中的镭，当其与硫酸盐混合后，镭与钡同时沉淀，形成放射性沉积物。很多煤矿已采煤百年以上，在矿山废水流经之处形成很厚的沉积层，质量活度达150kBq/kg，并导致土壤和植物的污染，土壤质量活度由0.2～31kBq/kg，在水道两侧的新鲜植物中含²²⁶Ra，其质量活度达1kBq/kg。

目前世界上许多发展中国家都以煤作为主要能源，因此粉煤灰成为一种量大面积的放射性污染源。据联合国原子辐射效应科学委员会(UNSCEAR)的统计，一个每天烧煤10t的热电厂，向大气释放的²³⁸U放射性活度达1850kBq，一个1000MW的热电厂每年排放粉煤灰5×10⁵t，其中1.4×10⁵t排入大气。调查表明，在热电厂周围由于粉煤灰放射性引起的癌症死亡率比在核电站周围高30倍。

图9.14盐湖谷航空放射性测量

(3)石油开采及运输中的放射性污染和监测

石油开发过程中的放射性污染主要来自放射性测井。在测井中使用的放射性物质主要有中子源、同位素等，如镅铍(²⁴¹Am－Be)中子源，¹³⁷Cs，²²⁶Ra，¹³¹Ba，¹³¹I，¹¹³Sn，¹¹³In伽马源等。测井过程中的放射性污染主要是因操作不当造成的，如:由于操作不慎，配置的活化液溅入外环境;在开瓶分装、稀释及搅拌过程中，有¹³¹I气溶胶逸出，造成空气污染;在向注水井注入¹³¹I活化液时，由于操作不当，造成井场周围的表面污染;测井过程中玷污井管和井下工具等。

在石油化工生产中，承压设备(如锅炉炉管、液化气球罐、液化气槽车、承压容器、管线等)的探伤、液位控制、液位测量、密度测定、物料剂量、化学成分分析及医疗中的透视、拍片、疾病治疗等，广泛地采用了放射技术。在料位、液面、密度、物料剂量、化学成分分析方面的放射性同位素源的剂量、活度一般是几个毫居里(mCi)，很少超过1000mCi。不过，在正常工作情况下，不论是从事工业探伤的人员还是同位素仪表操作人员，身体健康均不会受到放射性损伤。

油田上放射性污染面积大的地方，甚至可以在1∶50万的航空γ能谱测量中反映出来，污染物以镭及其衰变产物为主，铀、钍含量不超过土壤的背景值。该企业用路线汽车能谱测量在斯塔夫罗波尔边区测过的40个油气田，其地表全被放射性废料污染，发现300多个污染地段，γ射线照射量率为60～3000μR/h，其中大部分在100～1000μR/h范围内。

(4)磷肥的放射性污染及监测

在天然环境中磷和铀之间有着稳定的共生关系，磷肥的原料———磷矿石含有偏高的铀，磷肥的副产品中则含有较多的铀衰变产物，这些都会给磷肥厂周围的环境造成放射性污染。

在西班牙西南部奥迭尔河和廷托河汇合入海处附近有一个大型磷酸厂，用于制造磷酸盐肥料，其原料为磷灰岩，含有大量铀系放射性核素。在西班牙生产磷酸的方法是用硫酸来处理原岩，在此过程中形成硫酸钙沉淀(CaSO₄·2H₂O)，称为磷石膏，这种副产物或者直接排入奥迭尔河，或者堆在厂房周围。因此，需要估算该厂每年排入周围环境的核素数量。此外，还测定了西班牙西南部几种商品肥料的放射性元素含量，以估计其对农田的放射生态影响。

所有的调查工作均基于测定固体和液体样的U同位素、²²⁶Ra和²¹⁰Po及⁴⁰K的含量。知道每年产出的磷石膏量及其中U，²²⁶Ra，²¹⁰Po的质量活度平均值，得出工厂附近每年排出的U同位素总活度约0.6TBq，²¹⁰Po总活度为1.8TBq，²²⁶Ra总活度为1.8TBq，各种放射性核素总量的80%存留在磷石膏堆中，其他直接排入奥迭尔河，存放的磷石膏也逐渐被水溶解流入河中。到达廷托河的水²³⁸U活度浓度为40Bq/L，²²⁶Ra为0.9Bq/L，²¹⁰Po为9Bq/L。为研究河流的污染，还取了水系沉积物样，样品湿重数千克，烘干、磨碎、混合后在高纯锗探测器上测量，探测器覆盖10cm厚的铅屏，内有2mm的铜衬，以便测得较低的质量活度。

磷肥厂的环境放射性污染在我国亦有发现。核工业总公司在上海市郊进行航空γ能谱测量时，曾发现10×10^－6的铀异常，是背景值的45倍，经查是由化肥厂的磷矿粉引起的。

9.3.2.3建筑材料的放射性污染及监测

除了房屋地基的岩石、土壤会逸出氡外，建筑材料中也可能含有某些放射性元素，因此也可能成为放射性污染源。当建筑材料中镭的质量活度高于37Bq/kg时，会成为室内空气中氡的重要来源。有些地方用工业废料作为制造建筑材料的原料，可能将工业废料中的放射性污染物带入室内。例如利用粉煤灰或煤渣制造建筑材料曾被认为是废物利用的好办法，但是当煤的放射性元素含量偏高时，会导致严重的后果。我国核工业总公司曾经对石煤渣所建房屋的室内吸收剂量率做过调查，发现石煤渣砖房屋的γ辐射吸收剂量率比对照组的房屋高出3～9倍。我国用白云鄂博尾矿、矿渣做原料制造水泥的工厂，用其生产的水泥建造的房屋时室内氡的浓度比对照组高出4～6倍。而美国对常用建筑材料放射性的调查结果表明，木材辐射出的氡最少，混凝土最多。

我国居民住宅多用砖作建筑材料，其中放射性⁴⁰K质量活度最高为148Bq/kg，Ra为37～185Bq/kg，钍为37～185Bq/kg。对于天然建筑材料，建材行业标准(JC518－93)将其分三类，见表9.4。

表9.4我国天然建筑材料核辐射分级标准

俄罗斯勘探地球物理研究所提出用以下参数对建筑材料的辐射室内居民辐射剂量进行监测。

9.3.2.4 核废料处理场地的选址和勘察

各国根据自己的条件来选择适于储存核废料的地质体，但迄今研究得最多的是两种:盐体和深成结晶岩体。盐体被认为是储存核废料得最好地质介质，其优点是未经破坏的盐层干燥，盐体中产生的裂隙易于愈合，盐比其他岩石更易吸收核废料释放的热，盐屏蔽射线的能力强，盐的抗压强度大，而且一般位于地震活动少的地区。而另外一些国家，因为各自的地质条件，主要研究利用深成结晶岩储存核废料。如加拿大和瑞典等国家，大部分领土属于前寒武纪地质，它们研究的对象包括片麻岩、花岗岩、辉长岩等。这些岩体能否储存核废料主要取决于其中地下水的活动情况。由于结晶岩中地下水的唯一通道是裂隙，所以圈定裂隙带并研究其含水性是重要的任务。在具体选择储存场地时考虑以下几个条件:地势平坦、因而水力梯度小，主要裂隙带不要穿过场地，小裂隙带应尽可能少，要避开可能有矿的地点。

其他研究的地质体还有粘土、玄武岩、凝灰岩、页岩、砂岩、石膏，碳酸盐也是可以考虑的目标。一般来说，碳酸盐岩是不适合的，但由不透水岩石包围的碳酸盐岩透镜体是值得研究的。除了陆地上的地质体外，对海底岩石的研究也已经开始。

(1)盐体选址勘察中的地球物理工作

A.盐体普查

为了储存核废料，首先要了解盐层的深度、厚度和构造，圈出适合储存的盐体，一般倾向于把核废料储存在盐丘里。

重力测量。重力法对盐丘能进行有效的勘察。盐的密度稳定，为2.1×10³kg/m³，往往低于围岩(2.2×10³～2.4×10³kg/m³)，在盐丘上可测到n×10～n×100g.u.的重力低。当盐丘上部有厚层石膏时，由于石膏密度大，结果形成弱重力低背景上的重力高。当盐丘为致密火成岩环绕(火成岩在盐丘形成过程中侵入)时，则在重力低的边缘出现环状重力高。盐丘表面起伏可用高精度重力和地震测量综合研究。当盐丘地区的重力场非常复杂时(重力场为盐上、盐下层位、盐层和基底的综合反映)，采用最小化法进行解释:首先根据地质－地球物理资料提出模型，然后自动选择与观测重力异常最吻合的模型曲线，使两者偏差的平方和等于最小值。

电法测量。盐比围岩电阻率高，是电性基准层，以往盐层构造用直流电测深研究，近年来则愈来愈多地采用大地电流法和磁大地电流法。采用大地电流法确定盐体埋藏深度时，利用大地电流平均场强与盐层深度之间的统计关系，因此要掌握少量钻探和地震资料。平均场强的高值区对应于盐丘和盐垣，这样圈出的局部构造很多已被地震或钻探所证实。

地震测量。在构造比较简单的沉积岩区地震反射和折射法探测盐层起伏是很有效的。例如丹麦为储存核废料选择的莫尔斯盐丘，其位置和形态就是根据反射面的分布确定的。在某些情况下地面地震法只能确定盐丘顶部平缓部分的位置。而侧壁的形态和位置难以确定，这可以采用井中地震。

总之，在选址时，为了研究盐层构造，一般先利用重力和电法，两者结合起来能更详细地确定盐层构造在平面上的大小和形态。根据重力和电法结果布置地震测网，通过地震法可准确确定盐体深度，而利用井中地震则可准确确定盐体侧壁的位置和形态。

B.研究盐体的内部结构

为了确定盐体是否适应于储存核废料，必须研究盐体内部结构，即其所含杂质(夹层)数量、含水性和裂隙发育程度。

确定杂质(夹层)的数量。盐的相对纯度是影响其能否储存核废料的一个重要因素，杂质的出现会使盐层的抗压强度减小，屏蔽射线的能力降低。盐体所含杂质包括泥质组分、石膏等，泥质组分有的形成单独的夹层，有的与盐混在一起，形成泥盐。美国得克萨斯州的帕洛杜罗盆地用天然γ测井和密度γ－γ测井评价了中上二叠系盐层的纯度。γ射线强度与泥质含量有关，因为泥质组分中的钍量较高。γ－γ测井求得的密度则与石膏的百分含量之间存在着线性相关关系。计算了每个钻孔每个盐层的γ强度平均值。不到30ft的夹层，其γ强度与盐层一起平均，当夹层厚于30ft时，就把盐层作为两个单独的层处理，据此编制了不同旋回的γ射线强度的等值线图，它实质上就是泥质含量分布图，从中可以选择泥质含量最低的地区作为储存核废料的地点。

在美国盐谷地区还曾利用垂直地震剖面法，根据波速的不同划分盐中的夹层。而在丹麦的莫尔斯盐丘则用井中重力研究了盐内的夹层。

研究含水性。盐体含水对建立核废料是一个潜在的危险，它使部分盐溶解成为卤水，减小盐的机械强度并腐蚀废料容器。测量盐体的含水量可以采用中子测井，以²⁵⁵Cf为中子源。试验表明，在释放的γ射线谱线上氢本身的峰很弱，不能用作评价含水量的尺度，但可利用快中子与Na和Cl原子核的相互作用，以下列参数衡量含水量:Na中子非弹性散射峰与Cl中子俘获峰的比值。非弹性散射是指Na的原子核吸收一个中子并放出一个中子和γ射线，γ射线峰的位置在138keV;中子俘获是指Cl的原子核俘获一个中子并放出γ射线，其峰的位置在789keV。上述比值与水的含量呈正比。美国曾利用瞬变电磁法来确定卤水的位置，在实际探测时发现，卤水的位置与瞬变电磁法一维反演的低阻层位置相当吻合。

了解裂隙发育程度。为了保证核废料库的安全，必须了解盐层的裂隙发育程度。主要方法为井中电法(特别是无线电波法)和声波测井。盐的电阻率高，电磁波传播的损耗小，无线电波法的探测距离大，夹层或裂隙的电阻率或介电常数与盐不同，这些都是应用无线电波法的有利条件。无线电波法包括透视和反射法，透视法测孔间信号的衰减，而反射法的发射和接收天线位于同一孔内，测电磁脉冲的走时和反射层的特征。均匀的盐不会产生明显反射，裂隙增多则反射亦增多。无裂隙的盐电阻率高、衰减小，多裂隙的盐则电阻率低、衰减大。因此，衰减小、反射少的盐体更适于储存核废料。

用声波测井确定裂隙带的位置时可以利用不同的参数，如反射波幅度、声波速度和区间时间。

(2)深成结晶岩体选址和勘察中的地球物理工作

核废料拟储存于花岗岩深成结晶岩体500～1000m深度上类似于矿山的处理洞穴中。在深成结晶岩体的选址和勘察过程中，地球物理工作分为三个阶段，即场地筛选、场地评价和洞穴开挖过程中的勘察。

A.场地筛选

首先开展区域普查来筛选几个地区，作为候选的处理场地，每个地区的面积可达上千平方千米。在筛选过程中，了解深成岩体的形态和深度、周围地质环境、主要不连续面的位置和走向，盖层的特征、岩石的完整性等都是很重要的。由于场地筛选是区域性调查，涉及面积很大，所以要选用快速普查性的地球物理方法，尤其是航空地球物理方法。航空磁测曾被用来确定深成岩体的边界以及岩体中的岩石与构造界面，一般与航空磁测同时开展的航空γ能谱测量也可用于划分花岗岩体的边界，花岗岩体铀的含量可达8×10^－6，而围岩往往低于2×10^－6。航空电磁法用来填绘裂隙带在近地表的投影以及覆盖层的特征。湖区的裂隙带则可采用船载声呐设备圈定。岩石的完整性可以通过测量岩石的整体电阻率来评价，采用的方法有大地电磁法(MT)、音频大地电磁法(AMT)、瞬变电磁法(TEM)和直流电阻率法等。

地面重力法曾被用来确定深成岩体的形态和深度及其地质环境。图9.15显示一条南北向跨过岩基的39km长的重力剖面，图上包括实测和模型重力曲线以及根据当地常见岩石单元作出的解释剖面。与岩基有关的100g.u.的重力低非常明显，叠加在重力低上的局部重力高很可能是由高密度的包裹体引起。

B.场地评价

场地评价是在经过筛选的较小区域内进行更详细的调查，每个区域的面积可达100km²，总的目标是圈定主要裂隙带，确定其几何形态，进行岩性填图并了解覆盖层的特征。

应用高分辨率地震反射法了解裂隙带的深部情况以及发现深埋的裂隙带。可以探测到宽于地震波主波长1/8的目标，例如在P波速度约5500m/s的花岗岩中，若采用150Hz左右的工作频率，就可以探测到5m宽的裂隙带。但是要求探测离地表1000m以内的反射体意味着有用的反射包含在地震记录的第1s内，然而对高分辨率地震常用的炮检距来说，在这一时间段内也有地滚波到达，为了减小地滚波的影响，需要采用频率滤波、f－k滤波、减小炸药量以保留信号的高频成分，并且选择适当的检波器距使地滚波在叠加时尽量减小。

目前还提出了三种应用地球物理方法估算裂隙的水压渗透性的途径:一是利用裂隙空间的电导率;二是利用裂隙内声波能量的损耗;三是利用地震波通过时钻孔对裂隙压缩的响应。

对于准备开挖的场地来说，层析方法的作用更大，因为在这样的地点钻孔的数目要控制在最低限度，以防在岩体中形成新的地下水通道。

C.开挖阶段的勘察工作

开挖储存核废料洞穴的工作开始以后，需要了解洞穴周围岩体的水文地质条件和地质力学条件。由于本阶段研究的目标减小，所以要采用高分辨率，因而是高频的地球物理方法。雷达、超声波和声辐射方法都曾得到有效的应用。

图9.15跨过岩基的一条南北向重力剖面图和二维重力模型(右侧为北)

利用超声波可以确定开挖破坏带的厚度。利用声辐射测量可以监测开挖的安全性，声辐射参数的变化可以用来预测可能产生的岩爆并确定其位置。此外，声辐射测量还用于追踪向裂隙带内灌浆的进程，这时在裂隙带附近的一系列钻孔内放置加速度计，在灌浆过程中记录的声辐射强度是同灌浆的进展相关的。

总之，在深成结晶岩地区核废料处理场地选址和勘察工作中，地球物理方法既能快速而经济地做到对大片区域的地质构造进行全面的了解，又能对候选场地进行详细评价和勘察。表9.5将各个阶段的地球物理工作加以总结。但在各个阶段的工作中，除地球物理方法外，还应综合应用其他方法，尤其是水文地质、地球化学、地质和岩石力学方法等。由于地球物理方法在解释上的多解性，还应通过钻探来验证。

表9.5深成结晶岩区核废料地质处理中的地球物理工作

H. 放射性测量方法

放射性测量方法按放射源不同可分为两大类:一类是天然放射性方法，主要有γ测量法、α测量法等;另一类是人工放射性方法，主要有X射线荧光法、中子法等。表7.1给出了几种放射性测量方法的简单对比。

7.1.2.1 γ测量

γ测量法是利用辐射仪或能谱仪测量地表岩石或覆盖层中放射性核素产生的γ射线，根据射线能量的不同判别不同的放射性元素，而根据活度的不同确定元素的含量。γ测量可分为航空γ测量、汽车γ测量、地面(步行)γ测量和γ测井，其物理基础都是相同的。

根据所记录的γ射线能量范围的不同，γ测量可分为γ总量测量和γ能谱测量。

(1)γ总量测量

γ总量测量简称γ测量，它探测的是超过某一能量阈值的铀、钍、钾等的γ射线的总活度。γ总量测量常用的仪器是γ闪烁辐射仪，它的主要部分是闪烁计数器。闪烁体被入射的γ射线照射时会产生光子，光子经光电倍增管转换后，成为电信号输出，由此可记录γ射线的活度。γ辐射仪测到的γ射线是测点附近岩石、土壤的γ辐射、宇宙射线的贡献以及仪器本身的辐射及其他因素的贡献三项之和，其中后两项为γ辐射仪自然底数(或称本底)。要定期测定仪器的自然底数，以便求出与岩石、土壤有关的γ辐射。岩石中正常含量的放射性核素所产生的γ射线活度称为正常底数或背景值，各种岩石有不同的正常底数，可以按统计方法求取，作为正常场值。

表7.1 几种放射性法的简单对比

续表

(2)γ能谱测量

γ能谱测量记录的是特征谱段的γ射线，可区分出铀、钍、钾等天然放射性元素和铯－137、铯－134、钴－60等人工放射性同位素的γ辐射。其基本原理是不同放射性核素辐射出的γ射线能量是不同的，铀系、钍系、钾－40和人工放射性同位素的γ射线能谱存在着一定的差异，利用这种差异选择几个合适的谱段作能谱测量，能推算出介质中的铀、钍、钾和其他放射性同位素的含量。

为了推算出岩石中铀、钍、钾的含量，通常选择三个能谱段，即第一道:1.3～1.6MeV;第二道:1.6～2.0MeV;第三道:2.0～2.9MeV。每一测量道的谱段范围称为道宽。由于第一道对应⁴⁰K的γ射线能谱，第二道、第三道则分别主要反映铀系中的²¹⁴Bi和钍系中的²⁰⁸Tl的贡献，故常把第一、二、三道分别称为钾道、铀道和钍道。但是，钾道既记录了⁴⁰K的贡献，又包含有铀、钍的贡献。同样，铀道中也包含钍的贡献。当进行环境测量时往往增设¹³⁷Cs，¹³⁴Cs，⁶⁰Co等道。

γ能谱测量可以得到γ射线的总计数，铀、钍、钾含量和它们的比值(U/Th，U/K，Th/K)等数据，是一种多参数、高效率的放射性测量方法。

7.1.2.2 射气测量

射气测量是用射气仪测量土壤中放射性气体浓度的一种瞬时测氡的放射性方法。目的是发现浮土覆盖下的铀、钍矿体，圈定构造带或破碎带，划分岩层的接触界限。

射气测量的对象是²²²Rn，²²⁰Rn，²¹⁹Rn。氡放出的α射线穿透能力虽然很弱(一张纸即可挡住)，但它的运移能力却很强。氡所到之处能有α辐射，用α辐射仪可方便测定。²²²Rn，²²⁰Rn的半衰期分别为3.8d和56s，前者衰变较后者慢得多，以此可加以区分。

工作时，先在测点位置打取气孔，深约0.5～1m，再将取气器埋入孔中，用气筒把土壤中的氡吸入到仪器里，进行测量。测量完毕，应将仪器中的气体排掉，以免氡气污染仪器。

7.1.2.3 Po－210测量

Po－210法，也写作²¹⁰Po法或钋法，它是一种累积法测氡技术。²¹⁰Po法是在野外采取土样或岩样。用电化学处理的方法把样品中的放射性核素²¹⁰Po置换到铜、银、镍等金属片上，再用α辐射仪测量置换在金属片上的²¹⁰Po放出来的α射线，确定²¹⁰Po的异常，用来发现深部铀矿，寻找构造破碎带，或解决环境与工程地质问题。

直接测氡，易受种种因素的影响，结果变化较大。测量²¹⁰Pb能较好地反映当地²²²Rn的平均情况。²¹⁰Po是一弱辐射体，不易测量，但其后²¹⁰Bi(半衰期5d)的子体²¹⁰Po却有辐射较强的α辐射，半衰期长(138.4d)。因此，测²¹⁰Po即可了解²¹⁰Pb的情况，并较好地反映²²²Rn的分布规律。²¹⁰Po是²²²Rn的子体，沿有钍的贡献。这是和γ测量、射气测量、α径迹测量的不同之处。只测量²¹⁰Po的α射线，而测不到Po的其他同位素放出的α射线，是因为它们的半衰期不同的缘故。

7.1.2.4 活性炭测量

活性炭法也是一种累积法测氡技术，灵敏度高，效率亦高，而技术简单且成本低，能区分²²²Rn和²²⁰Rn，适用于覆盖较厚，气候干旱，贮气条件差的荒漠地区。探测深部铀矿或解决其他有关地质问题。

活性炭测量的原理是在静态条件下，干燥的活性炭对氡有极强的吸附能力，并在一定情况下保持正比关系。因此，把装有活性炭的取样器埋在土壤里，活性炭中丰富的孔隙便能强烈地吸附土壤中的氡。一定时间后取出活性炭，测定其放射性，便可以了解该测点氡的情况，以此发现异常。

埋置活性炭之前，先在室内把活性炭装在取样器里，并稍加密封，以免吸附大气中的氡。活性炭颗粒直径约为0.4～3mm。每个取样器里的活性炭重约数克至数十克，理置时间约为数小时至数十小时，一般为5d。时间可由实验确定最佳值，埋置时间短，类似射气测量;埋置时间长，类似径迹测量，但径迹测量除有氡的作用外，其他α辐射体也会有贡献。活性炭测量只有氡的效果。也有把活性炭放在地面上来吸附氡的测量方法。

为了测量活性炭吸附的氡，可采取不同方法:①测量氡子体放出的γ射线;②测量氡及其子体放出的α射线。

7.1.2.5 热释光法

工作时，把热释光探测器埋在地下，使其接受α，β，γ射线的照射，热释光探测器将吸收它们的能量。一定时间后，取出探测器，送到实验室，用专门的热释光测量仪器加热热释光探测器，记录下相应的温度和光强。探测器所受辐射越多，其发光强度愈强。测定有关结果即可了解测点的辐射水平及放射性元素的分布情况，进而解决不同的地质问题。

自然界的矿物3/4以上有热释光现象。常温条件下，矿物接受辐射获得的能量，是能长期积累并保存下来的。只有当矿物受热到一定程度，贮存的能量才能以光的形式释放出来。根据矿物样品的发光曲线，可以推算该矿物过去接受辐射的情况、温度的情况等。

7.1.2.6 α测量法

α测量法是指通过测量氡及其衰变子体产生的α粒子的数量来寻找放射性目标体，以解决环境与工程问题的一类放射性测量方法。氡同位素及其衰变产物的α辐射是氡气测量的主要物理基础。

工程和环境调查中用得较多有α径迹测量和α卡测量方法。

(1)α径迹测量法

当α粒子射入绝缘体时，在其路径上因辐射损伤会产生细微的痕迹，称为潜迹(仅几纳米)。潜迹只有用电子显微镜才能看到。若把这种受过辐射损伤的材料浸泡在强酸或强碱里，潜迹便会蚀刻扩大，当其直径为微米量级时，用一般光学显微镜即可观察到辐射粒子的径迹。能产生径迹的绝缘固体材料称为固体径迹探测器。α径迹测量就是利用固体径迹探测器探测径迹的氡气测量方法。

在工作地区取得大量α径迹数据后，可利用统计方法确定该地区的径迹底数，并据此划分出正常场、偏高场、高场和异常场。径迹密度大于底数加一倍均方差者为偏高场，加二倍均方差者为高场、加三倍均方差者为异常场。

(2)α卡法

α卡法是一种短期累积测氡的方法。α卡是用对氡的衰变子体(²¹⁸₈₄Po和214₈₄Po等)具有强吸附力的材料(聚酯镀铝薄膜或自身带静电的过氯乙烯细纤维)制成的卡片，埋于土壤中，使其聚集氡子体的沉淀物，一定时间后取出卡片，立即用α辐射仪测量卡片上的α辐射，借此测定氡的浓度。由于测量的是卡片上收集的放射性核素辐射出的α射线，所以把卡片称作α卡，有关的方法就称为α卡法。如果把卡片做成杯状，则称为α杯法，其工作原理与α卡法相同。

7.1.2.7 γ－γ法

γ－γ法是一种人工放射性法，它是利用γ射线与物质作用产生的一些效应来解决有关地质问题，常用来测定岩石、土壤的密度或岩性。

γ－γ法测定密度的原理是当γ射线通过介质时会发生康普顿效应、光电效应等过程。若γ射线的照射量率I₀;γ射线穿过物质后，探测器接受到的数值为I，则I和I₀之间有一复杂的关系。即I=I₀·f(ρ，d，Z，E₀)，其中ρ为介质的密度，d为γ源与探测器间的距离，Z为介质的原子序数，E₀为入射γ射线能量。

在已知条件下做好量板，给出I/I₀与ρ，d的关系曲线。在野外测出I/I₀后，即可根据量板查出相应的密度值ρ。

7.1.2.8 X荧光测量

X射线荧光测量，也称X荧光测量，是一种人工放射性方法，用来测定介质所含元素的种类和含量。其工作原理是利用人工放射性同位素放出的X射线去激活岩石矿物或土壤中的待测元素，使之产生特征X射线(荧光)。测量这些特征X射线的能量便可以确定样品中元素的种类，根据特征X射线的照射量率可测定该元素之含量。由于不同原子序数的元素放出的特征X射线能量不同，因而可以根据其能量峰来区分不同的元素，根据其强度来确定元素含量，且可实现一次多元素测量。

根据激发源的不同，X荧光测量可分为电子激发X荧光分析、带电粒子激发X荧光分析、电磁辐射激发X荧光分析。

X荧光测量可在现场测量，具有快速、工效高、成本低的特点。

7.1.2.9活化法

活化分析是指用中子、带电粒子、γ射线等与样品中所含核素发生核反应，使后者成为放射性核素(即将样品活化)，然后测量此放射性核素的衰变特性(半衰期、射线能量、射线的强弱等)，用以确定待测样品所含核素的种类及含量的分析技术。

若被分析样品中某元素的一种稳定同位素X射线作用后转化成放射性核素Y，则称X核素被活化。活化分析就是通过测量标识射线能量、核素衰变常数、标识射线的放射性活度等数据来判断X的存在并确定其含量。

能否进行活化分析以确定X核素存在与否，并作定量测量，关键在于:①X核素经某种射线照射后能否被活化，并具有足够的放射性活度;②生成的Y核素是否具有适于测量的衰变特性，以利精确的放射性测量。

活化分析可分为中子活化分析、带电粒子活化分析、光子活化分析等。

(1)中子活化分析

根据能量不同，中于可分为热中子、快中子等。热中子同原子核相互作用主要是俘获反应，反应截面比快中子大几个量级。反应堆的热中子注量率一般比快中子的大几个量级，因此热中子活化分析更适应于痕量元素的分析。

(2)带电粒子活化分析

常用的带电粒子有质子、α粒子、氘核、氚核等，也有重粒子。

带电粒子活化分析常用于轻元素，如硅、锗、硼、碳、氮、氧等的分析。

(3)光子活化分析

常用电子直线加速器产生的高能轫致辐射来活化样品。

I. 如何测量放射性

有测量仪器，具体方法说起来长篇大论，很复杂。大学里这也是4个学分的必修课。想在这里说个明白很困难。

放射性测量精度不高，因为统计涨落的影响，一般做到10%的误差就很了不起了，大多数仪器误差都在20%～30%。

测量元器件主要是探头、前置放大器、线性放大器、多道分析仪……探头有半导体的、塑料的、气体的等等。

J. 如何检测放射性物质

一、外照射，鉴定工作人员所处辐射场的外照射水平，估算工作人员接受的辐照剂量，同时了解个人的辐射防护情况；

二、内照射，了解放射性物质进入体内的情况。

某些物质的原子核能发生衰变，放出我们肉眼看不见也感觉不到，只能用专门的仪器才能探测到的射线，物质的这种性质叫作放射性。 放射性物质是那些能自然的向外辐射能量，发出射线的物质。

一般都是原子质量很高的金属，像钚，铀，等。放射性物质放出的射线主要有α射线、β射线、γ射线、正电子、质子、中子、中微子等其他粒子。

(10)放射性测量方法扩展阅读：

放射性物质的危害表现：

放射性物质不仅在其所在的局部起作用，而且对整个机体也有影响。放射性物质可以导致中枢神经系统、神经-内分泌系统及血液系统的破坏；

可使血管通透性改变，导致出血以及并发感染。上述现象严重的破坏了机体的生活功能而使生命活动停止。大剂量的放射性物质发挥作用时可迅速地引起病理变化；

但在小剂量的作用下，这些变化就显得缓慢，并伴有长短不一的潜伏期。如在400rad的照射下，受照射的人有5%死亡；若照射650rad，则人100%死亡。

照射剂量在150rad以下，死亡率为零，但并非无损害作用，往往需经20年以后，一些症状才会表现出来。放射性也能损伤遗传物质，主要在于引起基因突变和染色体畸变，使一代甚至几代受害。