铀元素检测方法

❶ 铀酰离子检测方法国标法是什么

GB/T14549-1993《水中铀的测定铀酰荧光分光光度法》。铀酰离子检测方法国标法是一种基于铀酰荧光分光光度法的检测方法，可以用于水中铀酰离子的测定。该方法的原理是利用铀酰离氏渗子在紫外光激发下发出荧光，测量荧光强度来计算铀酰离子的含量。该方法具有灵敏度高、准确度高、可靠性好等优点，已经被广卜核谈泛应用于铀酰离子的检测和分析工作中。型碰

❷ 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。

(2)铀元素检测方法扩展阅读：

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。

❸ 怎么测量核废料中排出含铀废液中铀的含量

该如何测量核废料中排出含铀废液中铀的含量呢？

由于现在对于核能源的使用，让很多之前大家熟都不熟悉的金属物质，开始逐渐现在。在核经过反应之后，会产生很多的核废料。而在一些核废料当中，会排出含铀废液，那么怎么测量核废料中排出含铀废液中铀的含量呢？

❹ γ测量和γ能谱测量

γ射线穿透能力强，用现代设备在150m高空还可清晰测量地面的放射性异常。因此，γ射线测量是寻找放射性矿产（铀、钍），以及与天然放射性元素铀、钍、钾有相关 关系的非放射性矿产的主要方法。此外，利用航空γ能谱测量寻找油气藏等非放射性矿 产，以及岩性划分、确定地质构造等都取得了重大成效。

（一）地面γ测量

地面γ测量是利用记录γ射线强度的辐射仪，对近地表岩石或土壤的γ射线强度进行测量的一类野外测量方法。

地面γ测量具有方便、直观、效率高、成本低等优点，是寻找铀矿床的一种卓有成效的方法。但是，必须注意γ射线强度的大小并非在任何情况下都反映铀的富集程度。因为 铀系中的主要辐射体是属于镭组元素的，镭组放出的γ射线的强度约占整个铀系总强度的 98％，所以对γ异常起主要作用的是镭而不是铀。野外工作中，发现γ异常并不难，但要 确定含矿异常就必须对γ异常进行综合分析研究，才能作出正确的评价。

1.野外工作及测量仪器

在高山区或地形起伏激烈的丘陵地区，如果基岩出露良好并且机械晕发育，对γ测量最为有利。在较平坦的地区，只要基岩出露较好，或者机械晕或盐晕广泛发育，γ测量也 能取得好的地质效果。

地面γ测量一般可分为概查、普查和详查。比例尺与点、线距的对应关系见表5-4。

表5-4 地面γ测量的比例尺及点、线距

野外进行γ测量使用的仪器称为辐射仪。辐射仪由γ探测器和记录装置两个主要部分 组成。我国1998年生产的FD—3013型数字式γ辐射仪就是地质找矿中常用的仪器。

该仪器的探测灵敏度为5s^-1（cps）/10^-6eU（平衡铀含量），即岩石、土壤中每10^-6eU 能产生每秒5个计数。仪器显示器上读出的是以10^-6eU为单位的铀含量值。

显示器为四位液晶显示器。定时器给出选定的测量时间信号。报警器根据设定的计数 率信号以及计数溢出、电池电压不足等进行报警。仪器适应工作温度为：-10～＋50℃；耗电为150mW，用两节一号电池供电，可用40h。

国外使用的类似仪器也很多，如美国的GR—101A型γ辐射仪，仅有1.25kg，改进 后的GR-110为四位液晶显示器读数的数字γ辐射仪，探测器为13cm³的NaI（TI）晶体。

在野外进行γ测量工作之前，需要对辐射仪进行标定。例如作10-6标定时可在已知含量（10^-6值）的平衡铀矿饱和模型上进行；作γ标定时一般借助1号和6号镭源进行。在工作期间还要定期检查辐射仪的稳定性、准确性及多台仪器对比的一致性。

用辐射仪在野外进行测量所记录的γ射线强度，实际上包括岩石和土壤中的放射性物 质引起的γ强度、宇宙射线的强度以及仪器本身所含的和所沾染的放射性物质引起的γ强 度。后二者之和称为自然底数，可以在工作地区采取一定的方法加以测定。整理野外资料 时必须从观测值中减去自然底数，然后才能作为绘制成果图件的依据。

2.成果图件及资源解释评价

γ测量的成果一般表示成实际资料图、γ强度等值图、γ强度剖面图以及相对γ等值 图和区域研究程度图等。这里仅解释一下相对γ等值图，其余图件与其他物探方法类似。

绘制相对γ等值图时，为排除岩性变化因素的干扰，可采用以均方差（σ）的倍数为 等值线间距的办法。这种图可有三个等级，即X＋σ，X＋2σ，X＋3σ，勾绘等值线时，不 看绝对γ强度值多少，而是将不同岩石的相同等级X＋σ（或X＋2σ，或X＋3σ）值连接 起来。等值线的值也以背景值X和均方差的倍数来标注。

对普查铀矿床所发现的γ异常进行评价，以确定其是否具有工业远景意义时，必须考 虑到放射性元素在自然界中的分布非常广泛而分散的特点，而且引起γ异常的因素比较 多，并且地面γ测量的探测深度不超过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况。因此，必须到现场进行详细地调查研究，以确定异常的性质、 强度和分布范围，异常赋存的地质条件和控制因素，以及放射性平衡情况。必要时应作γ 详查，浮土覆盖地区可作射气测量或其他物化探方法，然后进行综合评价。

必须强调，评价γ异常时，特别要注意该地区铀、镭是否处于长期平衡状态。因为γ异常并不一定意味着铀的含量高。例如矿床出露地表或处于氧化带中而附近又有断裂迹 象，就很容易受淋滤风化作用以致铀被溶解运走，其结果是改变了铀、镭的相对数量，使 平衡偏向镭。这时γ异常主要是镭的反映，工业价值不大。若被运走的铀在适当的环境沉 积下来，形成次生铀矿，但沉积时间未达到铀、镭平衡所需的年代，则镭的数量积累不 够，平衡偏向于铀。此时γ异常较弱，但主要是铀的反映，具有较大的工业价值。所以在 野外工作中发现了γ异常，既不能仅仅根据γ异常的强度来估计矿床的远景，也不应随意 放弃弱异常，必须对异常进行综合研究。

3. 应用范围

地面γ测量是普查铀、钍矿床的有效方法，适用于各种地形、地貌和气候条件。在基 岩出露良好和覆盖层不厚的地区进行这项工作，效果更佳。

目前地面γ测量除了用于直接寻找铀、钍矿床和确定成矿远景区外，还用于地质填 图、寻找与放射性元素有共生关系的其他矿产、探测地下水以及解决其他的一些地质 问题。

地下水通常并无放射性。然而，岩层的断裂带、构造带和不同岩性的接触带等处能成为地下水赋存或迁移的场所。在断裂带和一些构造接触带，岩石破碎，裂隙发育，地下水 易于流通，并将岩石中的铀、镭、氡等元素溶解，使之迁移和析出，在地面上可形成放射 性元素分布的异常；在不同岩性的接触带地区，因岩性有差异而放射性元素的含量不同，也会引起γ强度的变化。因此，通过地面γ测量可以发现与地下水有关的蓄水构造，从而 间接地找到地下水。根据我国多年来用γ测量法找水的经验，在含水的构造断裂带上所测 到的γ射线强度通常只有周围背景值的1.1～1.8倍，因此需要采用灵敏度和稳定性较高 的辐射仪进行工作。

（二）地面γ能谱测量

γ能谱测量是利用分别记录几种不同能量段内射线强度的能谱仪，测定岩石、土壤中的铀、钍、钾含量的一类野外方法。相应的也有地面、航空和井中γ能谱测量。

在铀、钍混合地区，地面γ测量不能将铀、钍异常区分开来，这时就要采用γ能谱测量。γ能谱测量采用γ能谱仪，在现场即可测定岩石或土壤中的铀、钍、钾含量。

1.γ能谱测量的基本原理

前面已经讲到，不同放射性元素放出不同能量的γ射线，把γ射线按其能量大小排列，即构成了γ射线谱或称能谱，表5-5列出铀、钍系的主要γ辐射体的能谱成分，图5-2上是它们的γ谱线图。图中可见，它们都是线谱。但铀、钍系的线谱有明显的 差别。铀系中可以看到0.352MeV（兆电子伏），0.609MeV，1.12MeV和1.76MeV等 谱线，后者特别明显成为它的特征谱；而钍系中则有0.239MeV，0.338MeV，0.583MeV，0.908MeV和2.62MeV等，其中非常突出的是2.62MeV谱线，它成为钍 系的特征谱。钾的放射性同位素40K的γ能谱只有一条1.46MeV的谱线，它也是钾的 特征谱线。

表5-5 铀系和钍系的γ谱成分

综上所述可知，每一种γ辐射体都要放出自己特有的、能量确定的γ射线。因此，如果在野外条件下直接在选定的地点可以测出某种能量的特征γ谱线，就能唯一地确定具有 该谱线的放射性元素的存在。而且将测得的γ强度与标准样品的γ强度进行对比和计算，还可以确定该元素在土壤和岩、矿石中的含量。这就是γ能谱测量的基本原理。

2. 野外工作与能谱仪

能谱测量的测网选择与要求，比例尺的确定，甚至资料整理的方法都与γ测量相似。只是能谱测量需要按预先布置的测线或测网定点、定时计数。

图5-2 铀系和钍系的主要γ射线谱线图

目前野外使用的能谱仪主要为FD-3014积分能谱仪，其整体结构原理与FD-3013γ 辐射仪类似，其主要差别在甄别器阈电压可调。可以分别测量不同能量阈的γ射线总计 数，可以定性地分别测量铀含量和钍含量。

类似这种轻便型积分γ能谱仪，如加拿大的UG-130型单道积分γ能谱仪和GRS- 400型积分能谱仪，两者的NaI（TI）晶体大小不同，均设有5个阈电压位置。

此外，在放射性矿产找矿勘探中常用的是四道γ能谱仪。目的是一次同时测量矿石、土壤中的铀、钍、钾的含量。有地面四道γ能谱仪和四道γ能谱测井仪等。目前国内应用 的四道γ能谱仪主要是上海地质仪器厂生产的FD-3022型能谱仪。该仪器除具有铀、 钍、钾三道外，还有一个记录总计数率（即γ射线总强度）的积分道，称为总道。这类仪 器在它的记录装置电子线路中设置了专用的数字运算器，可以直接将测点上所测定的总计 数率和铀、钍、钾含量同时呈现在数字显示屏上。

我国目前使用的航空γ测量装置都是加拿大Exploranium公司生产的256道航空γ能 谱仪。一种为GR-800D，另一种为GR-820。后者的所有数据采集都在空中完成，最后 输出得到是一张硬盘。室内有一台计算机对硬盘输入的数据进行计算处理，打印出各种 图件。

3. 成果显示及应用

根据野外观测所获得的铀、钍、钾含量，通常绘制成相应的含量剖面图、等值线平面 图或剖面平面图。有时还要绘制钍铀比（Th/U）、钍钾比（Th/K）、铀钾比（U/K）剖 面图或等值线平面图。

地面γ能谱测量比γ（总量）测量的应用广泛。除主要用于γ异常点（带）的铀、钍 定性分析，并在铀、钍混合地区确定它们的含量以及在残积—坡积发育地区测定地表的铀（镭）、钍、钾含量之外，还可以比较有效地发现微弱的镭分散晕；根据铀、钍、钾含量的 渐变或突变以确定不明显的岩性界线或相变；根据区域地质条件与铀、钍、钾含量的关 系，包括研究均质花岗岩中的铀、钍、钾含量的空间关系，寻找稀有元素矿床，圈定铀矿 化、钍矿化或稀土元素矿化的成矿远景区；研究岩浆岩、变质岩的成因以及侵入体的形成 条件等等。

❺ 铀、钍-铅法及铅同位素地球化学

（一）铀、钍-铅法

铀、钍都为第七周期锕系元素，克拉克值分别为2.7×10^-6及9.6×10^-6，在内生成矿作用中铀、钍都呈四价离子。离子半径U⁴⁺为0.097nm，Th⁴⁺为0.102nm，两者电价相同，半径又非常相近。因此，铀、钍一般紧密共生，含铀矿物一般都含钍，只是在表生作用下，钍仍然是Th⁴⁺，而铀易氧化为六价状态，形成［UO₂］²⁺离子，此时铀、钍发生分离。

铀有²³⁵U、²³⁸U、²³⁴U三种同位素，都具有放射性，其中²³⁸U/²³⁵U=137.88。钍只有一种同位素²³²Th。²³⁸U、²³⁵U和²³²Th衰变反应如下：

地球化学原理（第三版）

²³⁸U、²³⁵U和²³²Th的衰变常数分别为：λ₁=1.55125×10^-10a^-1、λ₂=9.8485×10^-10a^-1、λ₃=4.9475×10^-11a^-1。

自然界铅同位素主要有四种：²⁰⁴Pb、²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb、²⁰⁸Pb，它们都是稳定同位素，其中²⁰⁴Pb是惟一的非放射性成因的铅同位素。

铀、钍-铅方法的年龄计算基本公式为：

地球化学原理（第三版）

前面两公式相除，又可获得

地球化学原理（第三版）

这样每一种铀钍矿物同时可得到四个年龄，彼此可作为年龄测定的内部检查，这是此方法的最大优点。

铀、钍-铅法一般采用单矿物样品，最广泛使用的是锆石，其它几种常用的矿物有：沥青铀矿、独居石、榍石、磷灰石、钍石等。

每种矿物的初始铅，即非放射性成因铅的混入量，一般根据²⁰⁴Pb测定值及其同时代矿物的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb等比值扣除。

铀钍铅法测定一种矿物可以同时得到四个年龄，在很好的封闭体系中，四个年龄应是一样的，这称为一致年龄或和谐年龄。例如我国内蒙古伟晶岩中的独居石年龄（Ma）：²⁰⁶Pb/²³⁸U=1730，²⁰⁷Pb/²³⁵U=1700，²⁰⁸Pb/²³²Th=1770，²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=1680。这几个年龄数据基本上是一致的，平均为1720±39Ma。

当年龄值不一致时，年龄选择如下：①当 Th≫U 时，取²⁰⁸ P b/²³² Th年龄；②当U≫Th时，老年龄矿物（大于 1000Ma）取²⁰⁷ Pb/²⁰⁶ Pb年龄或²⁰⁷ Pb/²³⁵ U 年龄；③小于 1000Ma 的矿物，取²⁰⁶ P b/²³⁸ U年龄。

矿物的不一致年龄标志了U-Pb体系的封闭性曾遭到破坏，由于²³⁵U/²³⁸U比值在地球中是一个常数，²³⁵U→²⁰⁷Pb，²³⁸U→²⁰⁶Pb计时体系是互相关联的。当有一组矿物，在某一时间发生铅丢失事件而具有不一致年龄时，则可通过U-Pb年龄的“一致曲线与不一致线”处理方法，恢复矿物形成的真正年龄，还可以测定发生铅丢失事件的年龄。这是U-Pb法特有的优点，即能在封闭体系遭到破坏时还能恢复其真实年龄。此法为韦瑟里尔首创，亦称韦瑟里尔图解。

关于一致曲线，如果矿物的封闭体系未受破坏，则²⁰⁶Pb/²³⁸U及²⁰⁷Pb/²³⁵U所得两个年龄值应该是相等的，即：

地球化学原理（第三版）

也就是：

地球化学原理（第三版）

图3-5 辽北太古宙花岗岩系锆石不一致与一致曲线

以²⁰⁶Pb/²³⁸U和²⁰⁷Pb/²³⁵U为坐标，将得到U-Pb年龄的“一致曲线”（图4-4），曲线上每个点代表一个年龄值。一种矿物的铀铅同位素分析结果²⁰⁶Pb/²³⁸U及²⁰⁷Pb/²³⁵U值（已扣除初始铅），落在这条曲线上，即获得一致年龄。

当在某一时刻由于地质作用（变质作用、交代作用或现代的风化作用等）而发生了部分铅的丢失事件，则矿物²⁰⁶Pb/²³⁸U及²⁰⁷Pb/²³⁵U年龄值将不一致，投在图3-5上的坐标点将不落在一致曲线上。如果测定的不是单个矿物，而是同时生成、同时发生部分铅丢失的一组共生矿物，则在图上这些点将形成一条直线，并与一致曲线相交，其上交点为矿物形成的年龄，其下交点为发生铅丢失事件的年龄，亦即变质作用年龄。如果铅丢失发生于近代风化作用中，则下交点显然将经过图解的零点。

例如辽宁北部太古宙的云英闪长岩、花岗闪长岩、黑云母花岗岩的一组锆英石，构成一条很好的不一致线，其上交点2510Ma，其下交点为170Ma，说明整个岩系形成于太古宙末，而在中生代时遭受了不同程度的热扰动，这和地质情况是完全吻合的。这套花岗岩系包裹了鞍山群地层，并在南部为古元古代辽河群所覆盖，因而其形成时代应为太古宙末期，而本区大量中生代火山岩与花岗岩的产出，说明中生代时期确曾遭受了强烈的热扰动。

对于不一致线目前还有其它几个理论解释，如蒂尔顿1960提出了铅连续扩散理论，这个理论认为上交点能恢复矿物形成的年龄，而下交点是无意义的。

近十年来，锆石U-Pb同位素年代学研究取得了重要进展。首先是应用电子背散射成像和阴极发光技术，了解锆石内部的精细结构，研究不同成因的锆石环带，用微束分析技术测定不同结构部位的成分，再用SHRIMP（高灵敏度高精度离子探针质谱）技术原位测定其同位素年龄。

（二）铅同位素的地球化学

从地球形成到现代的历史发展过程中，由于铀、钍不断衰变为铅，因而²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb、²⁰⁸Pb在不断增长，而²⁰⁴Pb保持总量不变。这样铅同位素组成随地质年代及体系中的U/Pb、Th/Pb比值的变化而不断变化。

地球原始铅同位素组成以陨石中陨硫铁的铅同位素比值来代表。泊特逊（Patterson，1995）首次公布了原始铅的组成，其后不同学者又作了多次修正。Tatsumoto1973的数据为：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=9.307，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=10.294，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=29.476。

由于不同地点的铅发展体系的U/Pb比值不同，因此，近代铅的同位素比值在不同的地点是有较大变动的。目前一般以太平洋海泥中的铅同位素平均值为近代铅的代表，多伊等（Doe et al.，1974）的数据为²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.773，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.681，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.736。

根据地质历史过程中²⁰⁶Pb、²⁰⁷Pb、²⁰⁸Pb不断增长的原理，在某一地质时代形成的方铅矿或其它脱离了U-Pb放射性系统的铅矿物，其铅同位素组成应为：

地球化学原理（第三版）

上述公式就是铅的原始增长公式，为铅同位素地球化学最基本的公式，表明一个脱离了U-Pb放射性系统的铅矿物中铅同位素比值决定于该矿物形成的时代，以及该矿物形成环境的U/Pb比值及Th/Pb比值。

前两个公式分别移项相除可得：

地球化学原理（第三版）

这就是原始等时线公式。它说明了一个脱离U-Pb放射性系统的铅矿物中²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb及²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的比值只决定于矿物的形成时间，或者说在各种U/Pb比值系统中同时形成的矿物其²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb与²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的比值是一样的，即是个常数。需强调指出，至今所讨论的都是指自地球形成到该矿物晶出的整个时间内，铅演化是在单阶段演化条件下进行的，原始增长公式也就是一次增长公式。

每一种方铅矿等铅矿物在测定了²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb及²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值后，代入原始增长公式，求出Φ值，即可获得该矿物的年龄：

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此年龄称为原始等时线模式年龄，或Φ值年龄。这个公式的数学计算过程比较复杂，所以一般常用查表法（表3-3）。该表是霍姆斯-豪特曼采用老常数计算的，目前仍被广泛应用。例如我国辽宁北部红透山块状硫化物矿床中方铅矿的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=13.898，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=14.696，计算求得Φ，查表为2560Ma。

表3-3 与Φ值相对应的模式年龄（Ma）

在获得矿物的模式年龄后，代入原始增长公式，即可求得铅演化体系的μ值（²³⁸U/²⁰⁴Pb）、ν值（²³⁵U/²⁰⁴Pb）和ω值（²³²Th/²⁰⁴Pb）：

地球化学原理（第三版）

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并进一步可以计算Th/U比值

地球化学原理（第三版）

利用正常铅的铅同位素所计算出来的²³²Th/²⁰⁴Pb比值通常变动在30～40之间，而²³⁸U/²⁰⁴Pb比值一般变化在8～10之间，所以正常铅来源区中Th/U比值在2.90到4.84范围内变动。这些数值与目前观测到的地球岩石的Th/U比值范围非常近似。

同位素地球化学研究中常用²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb^-206Pb/²⁰⁴Pb发展曲线图解来形象地表示铅同位素演化特点（图3-6），图中M点为地球原始铅，μ值（²³⁸U/²⁰⁴Pb）为8、9、10的三条曲线分别代表在不同的²³⁸U/²⁰⁴Pb比值条件下铅同位素的发展曲线。0×10²Ma、10×10²Ma、20×10²Ma、30×10²Ma等直线都是等时线。当一个方铅矿样品进行铅同位素分析后，将²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb比值投在图上，就能清楚地看出：在一次增长条件下，此铅在什么时间形成的，是在什么²³⁸U/²⁰⁴Pb体系中发展起来的。例如辽宁关门山矿区工业矿体中铅同位素（图3-6上1号点）具有约1800Ma的模式年龄，发展于²³⁸U/²⁰⁴Pb比值平均为8.3的U-Pb体系中，而该区不具工业价值的“苞米粒子”方铅矿（图3-6上的点2），其模式年龄为200Ma左右，发育于²³⁸U/²⁰⁴Pb比值平均为8.7的U-Pb体系中。红透山Cu-Zn矿床形成于约2600Ma前，发育于²³⁸U/²⁰⁴Pb比值平均为8.7的U-Pb体系中（图3-6中3号点）。

图3-6 铅同位素增长曲线

除了解决成矿年龄外，对比矿石铅及岩石普通铅的同位素特征是解决岩石与矿床成因关系的有效手段之一。辽东古元古代辽河群大理岩中有大量的铅锌矿床，并有1900Ma的花岗岩及200Ma左右的中生代花岗岩。产于沱沟铅锌矿床中的铅同位素为²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.978，附近的K-Ar年龄为1900Ma的伟晶岩长石铅为²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.965，考虑到长石铅没有进行微量铀校正，两者是非常接近的，是经历了同一铅同位素均匀化作用的产物，说明它们可能存在密切的成因关系；而另一种产于青城子铅锌矿床中的铅同位素为²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.870，附近的新岭花岗岩（K-Ar年龄220Ma）的长石铅为²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb=0.874，则说明了青城子铅锌矿与中生代花岗岩的成因联系。矿床学的研究也证实了有两期成矿作用的存在。

20世纪80年代后期，铅同位素在示踪物质来源、圈定找矿靶区、判别构造环境等方面取得许多重要进展。在不同矿种与不同成因的矿床之间，矿石铅同位素组成存在着明显差异。例如，钨—锡矿的铅同位素组成具有钍—铀与铀—铅富集特征，大型金矿床与金矿带的矿石铅同位素组成比同一地区的其它矿种矿石具有更强的富钍—铀特征，而以铜为主的多金属矿床常具有贫钍—铀与贫铀—铅特征。利用铅同位素可示踪找矿靶区，例如陈好寿等（1994）在对广东玉水—银矢富铜多金属矿带中的玉水式铜矿床与银矢式铅锌矿床的研究中，采用²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb特征值作为找矿标志，把²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.150±0.150和²⁰⁶Pb/²⁰⁷PB=1.155±0.005作为玉水式铜矿的找矿标志，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.65±0.05和²⁰⁶Pb/²⁰⁷Pb=1.19±0.01作为银矢式铅锌矿的找矿标志，对若干预测区进行预测，其结果与物、化探预测结果一致。

还应指出许多铅同位素是经历了两个以上不同的²³⁸U/²⁰⁴Pb（μ值）系统发展的，此时铅同位素的演化公式为：

地球化学原理（第三版）

这是二次增长公式。如果经过两阶段发展的铅用原始等时线去求模式年龄，得到的结果将与地质的真实年龄完全不符，某些铅经过了富铀的发展阶段（μ值特大阶段），甚至可能算出负的年龄值，显然这是不符合事实的。这些铅都是异常铅，即经历了非正常U/Pb比值系统发展的铅。此时模式年龄没有地质年龄意义。如果模式年龄比真实地质年龄老，则表明铅发展过程经历了贫铀富铅的阶段，如果模式年龄比真实地质年龄新，直至出现负年龄则表明它经历了富铀贫铅的发展阶段。

❻ 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。

❼ 铀的形态分析

65.1.4.1 铀的价态分析

(1)铀矿石和岩石中铀(Ⅳ)和铀(Ⅵ)的测定

方法提要

试样在高浓度硫酸羟胺、邻菲啰啉、无水碳酸钠保护剂存在下，加入氢氟酸在(40±5)℃温度下瞬间进行分解。此时试样中的铀(Ⅵ)以UO²⁺₂形式进入溶液，并立即生成稳定的UO₂F₂配合物;而试样中铀(Ⅳ)则生成溶解度极小的UF₄沉淀。当用钍作载体时，铀(Ⅳ)沉淀被定量载带下来。用抽滤法快速将沉淀和滤液分离。抽滤后的铀(Ⅳ)沉淀视含量高低分别选用容量法或激光荧光法进行测定。方法适合于2×10^-6以上铀(Ⅳ)的测定。

铀(Ⅵ)的含量可用总铀量减去铀(Ⅳ)量求得;也可以由滤液中分取部分溶液经破坏有机物后转入50mL容量瓶中，用激光荧光法进行铀(Ⅵ)量的测定。方法适合于1×10^-7以上铀(Ⅵ)的测定。

仪器和装置

激光荧光铀分析仪。

布氏漏斗内径50mm。

试剂

无水碳酸钠。

邻菲啰啉。

硫酸羟胺。

氢氟酸。

高氯酸。

硝酸。

盐酸。

磷酸。

硫酸。

氯化钙溶液(50g/L)。

硫酸钍溶液(0.5mol/LH₂SO₄溶液中含Th2.5mg/mL)。

三氯化钛溶液(150g/L)。

亚硝酸钠溶液(150g/L)。

尿素溶液(200g/L)。

硫酸亚铁铵溶液(100g/L)。

铀荧光增强剂(核工业北京地质研究院生产，简称J-22)。

混合溶液(J-22100mL加入900mL2.5g/LNaOH溶液混合)。

钒酸铵标准溶液(对铀的滴定度T=0.0003g/mL)配制及标定方法见本章

65.1.3.1亚铁还原-钒酸铵氧化容量法。

铀标准储备溶液ρ(U)=1.00mg/mL称取0.2948g烘干的基准试剂八氧化三铀于烧杯中，加入10mLHNO₃，加热至完全溶解，蒸发至近干后，加入10mLHNO₃提取，用水冲洗表面皿并转入250mL容量瓶中，用水稀释至刻度，摇匀。

铀标准溶液ρ(U)=10.0μg/mL用(1+99)HNO₃稀释铀标准储备溶液配制。

根据需要移取适量铀标准溶液分别配制0.2μg/mL和1.0μg/mL铀标准工作溶液。

二苯胺磺酸钠指示剂(5g/L，溶解于0.5mol/LH₂SO₄溶液中)。

铀空矿(铀含量小于1μg/g的长石)。

分析步骤

A.试样分解及U(Ⅳ)与U(Ⅵ)的分离。于干燥的塑料烧杯中加入0.6g硫酸羟胺、0.3g邻菲啰啉、50.0mg铀空矿，称入25～50mg(精确至0.01mg，视总铀含量)试样，然后加入2mLHF，立即摇动烧杯，迅速依次加入8mL温度为(40±5)℃的硫酸钍溶液、0.1gNa₂CO₃和1mLCaCl₂溶液，并不断搅匀后，立即将试样转入已预备好的布氏漏斗进行快速抽滤。溶液抽干后用4～5mL0.5mol/LH₂SO₄洗涤烧杯和滤纸各3～4次。将沉淀及滤纸转入100mL烧杯中，用水冲洗漏斗，洗液并入烧杯中，待处理后供测定铀(Ⅳ)用。

B.铀(Ⅳ)沉淀的处理。在盛有铀(Ⅳ)沉淀的烧杯中加入14mLHNO₃和5mLHClO₄，置于电热板上加热溶解直至蒸干冒尽白烟，视铀含量的高低分别选用容量法或激光荧光法进行铀的测定。

a.容量法测定铀(Ⅳ)。向上述处理过的铀沉淀加入2mLHCl，提取盐类并加热至1mL左右，沿壁加入20mL(2+3)H₃PO₄，再加热溶解，并转入锥形瓶中，总体积控制在30mL左右，在不断摇动下，逐滴加入三氯化钛溶液直至出现稳定的紫红色，再过量2滴，放置5min，加1mLHCl和1.5mLNaNO₂溶液，用力摇动锥形瓶至棕色褪去，加5mL尿素溶液，继续摇动至气泡消失。5min后加2滴二苯胺磺酸钠指示剂，用钒酸铵标准溶液滴定至出现微红色为终点。

b.激光荧光法测定铀(Ⅳ)。向上述处理过的铀沉淀中加入5mL(1+2)HNO₃，置于已预热的电炉上加热使盐类溶解，并立即取下烧杯，将溶液转入50mL容量瓶中，用水稀释至刻度，摇匀，放置过夜。分取0.50mL以上试液于测量石英皿中，加入4.5mL混合溶液进行测量，记录铀荧光强度(F₁)，准确加入适量体积、适量浓度的铀标准溶液，搅匀，再测量其荧光强度(F₂)。

(2)总铀量的测定

a.激光荧光法测定总铀量。称取0.1g(精确至0.0001g)试样置于30mL聚四氟乙烯坩埚中，加入2mLHF、5mLHNO₃和2mLHClO₄，摇匀，置于已预热的电热板上加热分解，盖上盖子，中温微沸至试样分解完全。去掉盖子继续加热至白烟冒尽，取下坩埚，沿壁加入5mL(1+2)HNO₃，以下操作按上述激光荧光法测定铀(Ⅳ)步骤进行。

b.容量法测定总铀量。称取0.1～0.3g(精确至0.0001g)试样置于150mL玻璃烧杯中，加水湿润试样，加20mLHCl、2mLHF和15mLH₃PO₄，摇匀后置已预热的电炉上加热分解，至试样液面无大气泡为止。取下烧杯稍冷后加入25mL热水，摇匀，再加热至沸时加入3mL硫酸亚铁铵溶液，沸腾后立即取下烧杯，趁热过滤，滤液收集于250mL锥形瓶中，用25mL(2+3)H₃PO₄分别洗涤烧杯和漏斗，在室温下，加1mLHCl、1.5mLNaNO₂溶液。以下操作按容量法测定铀(Ⅳ)步骤进行。

按式(65.1)计算容量法测定铀的含量。

按式(65.30)计算激光荧光法测定铀的含量:

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:w(U)为试样中铀的质量分数，μg/g;F₁为试样中铀荧光强度;F₂为试样加入铀标准溶液后荧光强度;V₃为试样加入铀标准溶液的体积，mL;ρ(U)为加入铀标准溶液的浓度，μg/mL;V₁为试样溶液的总体积，mL;V₂为分取试样溶液的体积，mL;m为称取试样的质量，g;w(BK)为空白试验铀质量分数，μg/g。

注意事项

1)试样分解及铀(Ⅳ)的分离操作应尽快完成，防止四价铀被氧化。

2)测定方法视铀含量而定。低含量铀的测定也可以采用光度法或极谱法，但应在铀(Ⅳ)和铀(Ⅵ)分离以后，再经TBP色层柱富集铀并与干扰元素分离后测定。

(3)沥青铀矿中铀(Ⅳ)和铀(Ⅵ)的测定

方法提要

试样经氢氟酸-硫酸分解，四价铀以四氟化铀形式沉淀，加入二氧化硅后四氟化铀溶解:

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

然后在磷酸介质中用钒酸铵标准溶液滴定四价铀。六价铀的含量用常规方法测定总铀量减去四价铀求得。

试剂

二氧化硅粉末(<74μm)。

硫酸。

磷酸。

氢氟酸-硫酸混合液50mLHF与100mL0.5mol/LH₂SO₄混合，贮存于塑料瓶中。

钒酸铵标准溶液(对铀的滴定度T=0.0003g/mL)配制及标定方法见本章

65.1.3.1亚铁还原-钒酸铵氧化容量法。

N-苯基邻氨基苯甲酸溶液称取0.2gN-苯基邻氨基苯甲酸溶解于2g/L碳酸钠溶液中。

二苯胺磺酸钠溶液称取0.5g二苯胺磺酸钠溶解于100mL0.5mol/LH₂SO₄中。

分析步骤

称取5～10mg(精确至0.01mg)试样置于50mL聚四氟乙烯烧杯中，加入3mLHF-H₂SO₄混合液，摇匀，盖上塑料片，放置5min，待绿色沉淀出现后，加入3～5g二氧化硅粉末，加入10mL近沸的6mol/LH₂SO₄，加热煮沸8～10min。稍冷，转入100mL锥形瓶中，用20mL(25+75)H₃PO₄分4次洗涤烧杯，合并于锥形瓶中，在冷水中冷却至室温。加入二苯胺磺酸钠和N-苯基邻氨基苯甲酸指示剂各2滴，用钒酸铵标准溶液滴定至呈现稳定紫色即为终点。

按式(65.1)计算铀(Ⅳ)的含量。

六价铀的含量同65.1.4.1(1)铀(Ⅳ)和铀(Ⅵ)的测定。

注意事项

5mg试样中，含10μg钒(Ⅴ)、20μg铁(Ⅲ)、50μg钼(Ⅵ)、3mg钛(Ⅳ)和5mg锰(Ⅱ)不影响测定结果，二氧化锰的存在使铀(Ⅳ)的结果严重偏低。

65.1.4.2 铀的顺序提取形态分析

在地球化学环境中，铀是比较容易迁移的元素。在还原条件下，铀迁移大多只限于厘米级的范围。当环境具备充分的氧化性使铀酰离子及其配合物保持稳定时，铀可以从蚀变源岩迁移很远，直至溶液化学变化导致铀矿物沉淀。当氧化铀接触较强还原能力的环境时，铀即还原并形成晶质铀矿、铀石或钛铀矿。在广泛变化的环境中可形成六价铀矿物沉淀，进而形成种类繁多的铀酰矿物。由于在氧化的水溶液环境中，晶质铀矿可以迅速溶解，进而形成发育复杂的铀酰矿物与晶质铀矿的共生组合。利用铀矿物和铀形态分析研究铀迁移活动规律在近年来受到重视，利用铀分量进行地球化学找矿应用研究也引起关注。

方法提要

采用顺序提取方法用不同试剂提取砂岩铀矿地质试样中铀及伴生元素钒、钼、硒、铼、铅的各形态，以ICP-MS法进行测定。提取方法采用Tessier流程，提取的形态为:可交换态、碳酸盐结合态、铁锰氧化物结合态、有机结合态和残余态。

通过模拟验证并在已知矿区的应用，对本方法的实用性进行检验。结果表明，碳酸盐结合态铀具有指示地下铀矿信息的特征。

仪器与装置

电感耦合等离子体质谱仪。

自动控温电热板最高温度为400℃，控制精度小于5℃，表面有聚四氟乙烯涂层。

恒温干燥箱(-20℃～400℃)。

离心机。

试剂

盐酸。

硝酸。

氢氟酸。

高氯酸。

过氧化氢。

乙酸c(HAc)=0.11mol/L在通风橱中向1L有刻度的聚丙烯瓶或者聚乙烯瓶中加入大约0.5L水，然后加入(25±0.2)mLHAc，用水稀释至刻度，摇匀。取此溶液250mL用水稀释至1L，摇匀。

盐酸羟胺-乙酸溶液c(NH₂OH·HCl)=0.04mol/L称取2.78gNH₂OH·HCl，溶于(1+3)HAc溶液中，移至1000mL容量瓶中，以(1+3)HAc稀释至刻度，摇匀。

乙酸铵溶液c(NH₄Ac)=3.2mol/L称取246.7gNH₄Ac，溶于(1+4)HNO₃，转移至1000mL容量瓶中，以(1+4)HNO₃稀释至刻度，摇匀。

上述试剂均为高纯或MOS级，实验用水为去离子蒸馏纯化水。

分析步骤

(1)总铀及伴生元素含量测定的试样处理

称取50mg(精确至0.01mg)试样(160目)置于聚四氟乙烯消解罐中，加入6mLHF和2mLHNO₃，加盖盖紧，放到恒温干燥箱中于180℃加热消解48h，待溶液澄清后补加3滴HClO₄，在电热板上加热至冒白烟，蒸发至近干。然后用2mL(1+1)HNO₃提取，再放到恒温干燥箱中于180℃加热消解2h，然后转移至50mL容量瓶中，用水稀释至刻度，摇匀。用ICP-MS法测定。

(2)铀及伴生元素的各种形态的顺序提取

称取1g(精确至0.0001g)试样置于50mL离心管中，按以下步骤提取各形态溶液。

a.水溶态。于离心管中加入25mL水，在室温下适当搅拌浸泡3h。然后置于离心机中以3500r/min的速度离心分离30min，移出上部清液，再用8mL水分两次洗涤并离心分离，将上部清液及洗涤液均过滤收集于50mL容量瓶中，加入1mLHNO₃，用水稀释至刻度，摇匀待测。

b.碳酸盐结合态。在上述经提取后的离心管中加入20mL0.11mol/LHAc(pH=5.0)，在室温下提取5h，然后置于离心机中以3500r/min的速度离心分离30min，移出上部清液，再用8mL水分两次洗涤并离心分离，将上部清液及洗涤液均过滤收集于50mL容量瓶中，加入1mLHNO₃，用水稀释至刻度，摇匀待测。

c.铁锰氧化物结合态。在经提取碳酸盐结合态后的离心管中，加入20mL0.04mol/LNH₂OH·HCl溶液，置于水浴中加热，间歇搅拌，在(95±1)℃下恒温提取3h，然后置于离心机中以3500r/min的速度离心分离30min，移出上部清液，再用8mL水分两次洗涤并离心分离，将上部清液及洗涤液均过虑收集于50mL容量瓶中，加入1mLHNO₃，用水稀释至刻度，摇匀待测。

d.硫化物及有机物结合态。在经步骤c.提取后的离心管中，加入10mLH₂O₂和6mL0.02mol/LHNO₃，慢慢搅拌。待反应平缓后，将离心管置于恒温水浴中，间歇搅拌，在(86±1)℃下提取2h。从水浴中取出离心管，冷却后，再补加上述混合提取液，仍在(86±1)℃下提取3h，使试样氧化完全，然后加入10mL3.2mol/LNH₄Ac溶液，在室温下搅拌30min，然后置于离心机中以3500r/min的速度离心分离30min，移出上部清液，再用8mL水分两次洗涤并离心分离，将上部清液及洗涤液均过滤收集于50mL容量瓶中，加入1mLHNO₃，用水稀释至刻度，摇匀待测。

e.残余态。可用铀及伴生元素全量减去以上四种形态之和。或者将提取后的离心管中的残余物，移入聚四氟已乙烯烧杯中，加入3mLHF和1mLHNO₃，微热消解。如溶解不完全，可继续补加少量HF和HNO₃，至消解完全。加入0.5mLHClO₄，加热至冒白烟，蒸发至近干，然后用5mL(1+1)HNO₃溶液提取，转移至50mL容量瓶中，用水稀释至刻度，摇匀待测。

(3)等离子体质谱法测定

根据铀及伴生元素的各种形态的不同浓度范围，由单元素标准储备溶液配制下列标准溶液系列:

标准1Re:0、0.50、1.00、1.50ng/mL;

标准2Mo、Se:0、5.00、10.0、20.0ng/mL;

标准3V、Pb、U:0、50.0、100、200ng/mL。

在优化好工作参数的ICP-MS上测量标准溶液系列，得到V、Mo、Se、Re、Pb、U的校准曲线，然后在相同条件下测定各形态试样溶液，计算机计算铀及伴生元素的各种形态的含量(μg/g)。