Author: Резванов Р.А. Ларионов В.В.
Tags: прикладная геология и геофизика геологические методы поисков и разведки интерпретация результатов геофизические науки физика методы исследований ядерная геофизика радиометрическая разведка
ISBN: 5—247—00025—0
Year: 1988
Text
В.В.ЛАРИОНОВ Р.А.РЕЗВАНОВ
ЯДЕРНАЯ ГЕОФИЗИКА
И РАДИОМЕТРИЧЕСКАЯ
РАЗВЕДКА
3-е ИЗДАНИЕ
ПЕРЕРАБОТАННОЕ И ДОПОЛНЕННОЕ
Допущено
Министерством высшего и среднего
специального образования СССР
в качестве учебника для студентов вузов,
обучающихся по специальности
«Геофизические методы поисков и разведки месторождений,
полезных ископаемых»
МОСКВА "НЕДРА" 1988
ББК 26.2
Л25
УДК 550.83 (075.8.)
Рецензент: кафедра геофизических методов поисков и
разведки месторождений полезных ископаемых Тюменского
индустриального института им. Ленинского комсомола
Ларионов В. В., Резванов Р. А.
Л25 Ядсрпая геофизика и радиометрическая разведка: Учеб-
ник для вузов.— 3-е изд., персраб. и доп.— ЛА.: Недра, 1988.—
325 с.: ил.
ISBN 5—247—00025—0
Р1зложсны физические основы лабораторных, скважинных и полевых
методов исследования горных пород, техника и методика работ, интерпре-
тация полученных данных. Рассмотрены попеки и разведка месторождений
радиоактивных руд, радиологические способы определения возраста по-
род. Третье издание (2-е изд,- - 1976) переработано с учетом новых дан-
ных, полученных в теории и практике ядерной геофизики после выходи
в свет второго издания книги.
Для студентов вузов, обучающихся по специальности «Геофизические
методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых».
Л 1904050000—078 123_88 Б БК 26.2
043(01) —88
ISBN 5—247—00025—0
(<ф Издательство «Недра», 1976
(С) Издательство «Недра». 1988
О ИЗ МСЧ H... J । пями
ПРЕДИСЛОВИЕ
Решение важнейшей задачи современного этапа развития на-
родного хозяйства — ускорения научно-технического прогресса —
невозможно без открытия, разведки и рациональной экс-
плуатации источников минерального сырья, В комплексе мето-
дов, используемых при поиске, разведке и контроле разработки
месторождений полезных ископаемых, важное место занимают
ядерно-физичсские методы изучения горных пород, получившие
название ядерно-геофизических. Настоящий курс, посвященный
их рассмотрению, был введен в учебные планы нефтяных вузов
в конце 50-х годов в связи с созданием и внедрением в геолого-
разведочных и горнодобывающих организациях ряда таких
методов и их широким применением при поисках и разведке ра-
диоактивного сырья для нужд быстро развивающейся атомной
энергетики. При этом было признано целесообразным кроме спе-
циальных поисков урана проводить попутные его поиски в про-
цессе поисково-разведочных работ на другие полезные ископаемые,
в том числе на нефть и газ.
Программа курса предусматривает наиболее подробное изуче-
ние радиометрических методов поисков урана и тория с охватом
ряда смежных вопросов (геохимии месторождений урана и тория,
геохимических методов их поисков и т. л,), несколько менее де-
тальное рассмотрение применения ядерной геофизики при поисках
и разведке других твердых полезных ископаемых и, наконец, оз-
накомление с вопросами, выделяемыми иногда в отдельную дис-
циплину— ядерную геологию (абсолютная геохронология, ядер-
ная геотермия, изотопная геология). Меньше внимания уделяется
исследованиям нефтяных и газовых скважин ядерпыми методами,
которые в нефтяных вузах изучаются в специальном курсе. В дан-
ном учебнике предусматривается лишь очень краткое ознакомле-
ние с ними, чтобы дать студенту общую картину применения
ядерно-физических методов в геологии и раскрыть связи между
их различными модификациями. Настоящий учебник составлен
в соответствии с программой курса «Ядерная геофизика и радио-
метрическая разведка». В третьем издании книги (2-е — 1976 г.)
сохранены основные методологические принципы изложения курса,
принятые в предыдущих изданиях. В нем учтены основные резуль-
таты развития методов и описана аппаратура, созданная за по-
следнее время. Изложение вопросов геохимии месторождений ра-
диоактивного сырья несколько сокращено. Коренным образом из-
менен порядок расположения материала в книге. Принятый поря-
док больше соответствует сложившейся практике проведения ла-
бораторных, практических работ и коллоквиумов и базируется на
следующих положениях.
1* 3
С учетом значимости отдельных разделов курса для специа-
листов-геофизиков (в частности, необходимости выработки навы-
ков в некоторых вопросах и отсутствия такой необходимости
в других), технической обеспеченности учебных лабораторий,
сложности постановки работ по методам, использующим источ-
ники излучений, целесообразно лабораторные работы начинать
с методов изучения естественной радиоактивности и отводить на
них основную часть времени. Для лучшего теоретического обеспе-
чения лабораторных работ в книге сначала изложены вопросы
применения естественной радиоактивности в геологии (часть пер-
вая), Затем, во второй части, рассмотрены активные методы ядер-
ной геофизики. Вопросы ядерной геологии, теоретическое изучение
которых необходимо современному специалисту-геофизику (а на-
выки в практических аспектах ему необязательны, так как этими
вопросами чаще всего занимаются геологи), обычно не выносятся
на лабораторные работы и поэтому сосредоточены в последней,
третьей, части книги. Наконец, ввиду отсутствия задачников по
курсу в книгу включены также задачи и контрольные вопросы.
Замечания по книге просьба присылать по адресу: 117917,
ГСП-1, Москва, Ленинский пр., 65, МИНГ им. И, М. Губкина,
кафедра ГИС.
ВВЕДЕНИЕ
Ядерная геофизика изучает ядерные явления, происходящие
в горных породах и на планете в целом, ядерно-физические харак-
теристики горных пород и некоторых других природных объектов,
пути и способы их использования при решении геологических за-
дач, поисках, разведке и контроле разработки месторождений
полезных ископаемых. В развитии научных исследований в обла-
сти ядерных процессов и их использования в геологии можно
(в некоторой мере условно) выделить несколько этапов, частично
перекрывающихся во времени.
Первый этап (создание радиогеологии) начинается после от-
крытия (1896 г.) явления радиоактивности А. Беккерелем. Важ-
нейшие достижения этого этапа — установление широкой распро-
страненности радиоактивных элементов в горных породах, водах
и других природных объектах (И. Эльстер, X. Гейгель. Р. Стретт,
И. II. Боргман, А. П. Соколов и др.); осознание роли тепла, выде-
ляемого при распаде ядер, в тепловом балансе Земли (П. Кюри,
1903 г.) и его количественная оценка (Р. Стретт, Дж. Джолли,
1905—1907 гг.); установление физических основ (П. Кюри, Э. Ре-
зерфорд, 1902 г.), практическое осуществление (Б. Болтвуд,
1904 г.) и дальнейшее развитие ядерной геохронологии, т. е. мето-
дов определения абсолютного возраста горных пород по соотно-
шению концентраций радиоактивных элементов и их продуктов
распада. Сознавая большое значение перечисленных вопросов,
В. И. Вернадский в 1935 г. предложил выделить их в новый раз-
дел геологии—-радиогеологию. Он первый в России понял исклю-
чительную важность изучения природной радиоактивности для
геологии, был инициатором организации (1909 г.) и руководите-
лем радиевой экспедиции Академии наук, Радиевого института
(1922 г.). В работах радиевой экспедиции по поискам месторож-
дений радиоактивных элементов участвовали А. Е. Ферсман,
К. А. Ненадкевич и др.
Второй этап привел к созданию ядерной геологии, включаю-
щей в себя кроме радиогеологии изучение вещества других пла-
нет, соотношений стабильных изотопов элементов (изотопная гео-
логия).
Третий этап (становление и развитие ядерной геофизики) на-
чинается в 20-х годах с разработки аппаратуры и методов реги-
страции радиоактивных излучений в полевых условиях (Л. Н. Бо-
гоявленский, А. П. Кириков, А. Г. Граммаков, Г. В, Горшков
и др.). Эти методы особенно бурно развивались в 40-х годах
в связи с ростом потребностей в уране, были разработаны разно-
образные методы, включая у-спектроскопию и измерение у-излуче-
ння с самолета. В 30-х годах был предложен метод измерений
5
у-активhoctli в скважинах (Г. В. Горшков, Л. М. Курбатов,
В, А, Шпак, 1933 г.), начиная с конца 30-х годов — методы ядер-
ной геофизики, основанные на облучении горных пород ядерными
излучениями искусственных источников и регистрации продуктов
ядерных реакций (вторичные у-кванты, нейтроны) или же рассе-
янного излучения.
Первый из таких методов, иейтрон-нейтронный, заявлен
в США в 1938 г., второй нейтронный гамма-метод исследования
скважин предложен и осуществлен Б. Понтекорво в 1941 г. При-
мерно в то же время разработан нейтронный активационный ана-
лиз (Г. Хевеши, X. Леви). В дальнейшем число таких предложе-
ний быстро растет: гамма-нейтронный метод (Б. С. Айдаркин,
Г. В. Горшков, А. Г. Граммаков, 1946 г.), метод рассеянного
у-излучения (Ф, Холленбах, 1947 г.), рентгенорадиометрический
метод (Л. Рейфел, Р. Хсмфрид), метод ядерно-резоиапсиого по-
глощения и рассеяния у-квантов (В. Н. Гольданский, А. В. До-
ленко и др.), импульсный нейтронный (Г. Н. Флеров, 1956 г.)_
Практическая реализация и дальнейшее совершенствование
большинства этих методов осуществлялись в 50-69-х годах.
Б СССР они разрабатывались при изучении разрезов нефтяных и
газовых скважин многими исследователями.... Ф. А. Алексеевым,
О. А. Барсуковым, Д. ф. Беспаловым, Ю. А. Гулиным, В, Н. Дах-
повым, И. Г. Дядькиным, Б. Г. Ерозолимским, В. М. Запорожцем,
Н. ]\, Кухаренко, Б. Б. Л а пуком, В, В. Ларионовым, С. А. Канто-
ром, А, Л. Поляченко, А. И. Холиным, Ю. С. Шимелевичем и др.,
твердых полезных ископаемых — Ф. А, Алексеевым, Б. А. Арцы-
башевым, А. М. Блюмеицевым, Ю. П. Булашевичем, Г. С. Возже-
никовым, Г. М. Воскобойниковым, Д. И. Лейпунекой. В. А. Мейе-
ром, А. П. Очкуром, И. И. Фельдманом, Е, М. Филипповым,
А, Л. Якубовичем и др.
В 70—80-х годах продолжалось дальнейшее совершенствова-
ние методов и аппаратуры, разработка их новых модификаций,
расширение областей применения. За рубежом в создание этих
методов внесли значительный вклад Р. Алгер, Л. Аллен, Д. Ка-
мерон, Р. Колдуэлл, Д. Родс, Ч. Титл, Я. Чубек, А. Юманс и др.
В результате этих исследований разработаны методы определе-
ния плотности горных пород и содержания в них многих химиче-
ских элементов как на образцах пород, так и в обнажениях, сква-
жинах и других горных выработках. Они повышают эффектив-
ность геологоразведочных работ, сокращают сроки и стоимость
геологических и с с л ед о ва н и й.
Большинство методов ядерной геофизики основано на регист-
рации ядерных излучений, исключение составляют масс-спектро-
метрия и некоторые другие методы. В зависимости от происхож-
дения регистрируемых излучений выделяют активные и пассивные
методы ядерной геофизики. Пассивными называют методы, осно-
ванные па регистрации излучений, возникающих при различных
природных процессах (излучение естественных радиоактивных
элементов, содержащихся в породах, космические лучи, естест-
6
венный фон нейтронов и т. п.). IIаиболыисе распространение
среди них получили методы регистрации естественных излучений,
рассмотренные в первой части книги. небольшом объеме ис-
пользуют методы регистрации космических излучений в горных
выработках, позволяющие судить о плотности пород над этими
выработками. Пассивный нейтронный метод не нашел практиче-
ского применения из-за исключительно низкого естественного ней-
тронного фона в породах.
Активными называют методы, основанные на регистрации вто-
ричных излучений, вызванных воздействием излучений внешних
(искусственных) источников на гордые породы, руды и т. и. Наи-
более широкое применение получили методы, основанные на облу-
чении горных пород нейтронами (нейтронные методы) и у-кван-
т а м и (а к т и в н ы е у - м етод ы).
В заключение следует отметить не всегда однозначное упо-
требление термина «ядерная геофизика». В ряде работ сюда от-
носят лишь методы, использующие для облучения горных иород
внешние источники излучений (активные методы), а методы реги-
страции естественных радиоактивных излучений выделяют в об-
ласть радиометрической разведки. Иные ядериые методы и их
применение в геологии причисляют к радиогеологии, или ядерной
геологии. В других работах «ядерную геофизику» рассматривают
как наиболее широкий термин, охватывающий все перечисленные
вопросы. Утвержденная Минвузом СССР программа курса и на-
стоящий учебник исходят из последнего толкования термина.
Часть первая
Естественная радиоактивность
и ее использование при поисках и разведке
полезных ископаемых
Глава I
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ЕСТЕСТВЕННОЙ
И ИСКУССТВЕННОЙ РАДИОАКТИВНОСТИ
§ 1. ЕСТЕСТВЕННАЯ И ИСКУССТВЕННАЯ
РАДИОАКТИВНОСТЬ
Ядра некоторых изотопов могут самопроизвольно превращаться
в ядра других элементов с выделением энергии. Этот процесс на-
зывают радиоактивностью. Естественная радиоактивность впер-
вые обнаружена на солях урана в 1896 г. французским физиком
А. Беккерелем и исследована затем Пьером и Марией Кюри.
Было установлено, что радиоактивный распад сопровождается
испусканием а-, 0- и у-лучей. Большинство естественных радиоак-
тивных элементов образует радиоактивные семейства, где каждый
радиоактивный элемент возникает из предыдущего и, в свою оче-
редь, превращается в последующий. Процесс радиоактивных пре-
вращений продолжается до тех пор, пока не образуется устойчи-
вый изотоп. Для некоторых естественных радиоактивных элемен-
тов (40К, S7Rb, 152Sm и др.) распад ограничивается одним звеном
превращения.
Искусственная радиоактивность открыта в 1934 г. француз-
скими учеными Ирен и Фредериком Жолио-Кюри. Они устано-
вили, что при облучении алюминия, бора и марганца а-частицами
образуются радиоактивные изотопы фосфора, азота и кремния —
элементов, не имеющих естественных радиоактивных изотопов.
В дальнейшем при облучении стабильных элементов «.-частицами,
протонами, дейтронами и нейтронами, были получены радиоак-
тивные изотопы всех химических элементов, начиная от водорода
и кончая ураном, причем для большинства элементов получено
несколько радиоактивных изотопов.
Существуют следующие основные виды распада природных ра-
дио а кт и в н ы х э л е м е нт о в.
1. Испускание «-частицы, представляющей собой положительно
заряженное ядро гелия с атомным номером Z = 2 и массовым чис-
лом Л4 = 4. Ядро, образовавшееся в результате а-распада, имеет
массовое число на четыре единицы, а порядковый номер на две
единицы меньше, чем у исходного ядра, например:
8
1-) 222т-} I 4у
зз Ra —> ее Rn + зНе.
2. Испускание отрицательных или положительных fJ-частиц
электрона (обозначается е~ или р~) или позитрона (е+ или р+),
представляющих собой заряженные частицы с примерно одинако-
вой массы (те = 0,9035 • 10-27 г), составляющей всего 1/1835 часть
массы протона. При этом массовое число продукта распада такое
же, как у исходного ядра, а порядковый номер увеличивается или
уменьшается на одну единицу, например:
{§K->-ieCa + ₽- + v; ??№->-^Ne+₽+ + v.
В приведенных записях реакций отмечена важная особенность
[3-распада: он всегда сопровождается испусканием нейтральной ча-
стицы с нулевой массой — нейтрино м при р+-распаде и антиней-
трино v при p^-распаде. Очень часто основные (обязательные)
продукты распада, а- и р-частицы, а также нейтрино (антиней-
трино), уносят не всю энергию реакции распада. Избыток энергии
испускается в виде одного или нескольких у-квантов
nNa^-l'Mg+p- +v4-2y.
3. Захват ядром электрона одной из оболочек атомов. В ре-
зультате этого процесса, называемого электронным захватом
(ЭЗ), атомный номер (как и при р+-распаде) уменьшается на
одну единицу, а энергия реакции уносится нейтрино и в некото-
рых случаях также у-излучением, например:
!эК 3" 6“ ”-> fgAr -|- у.
При занятии вакантного места на электронной оболочке дру-
гим электроном возникает также характеристическое, рентгенов-
ское излучение элемента — продукта реакции.
Электронный захват с /(-, А-оболочек принято называть соот-
ветственно /(-захватом, L-захватом и т. д.
4. Самопроизвольное деление некоторых тяжелых ядер (238й/,
232Th) на две части, обычно с неодинаковой массой. При самопро-
извольном делении помимо осколков деления излучаются два или
три нейтрона, а иногда и другие частицы. Вновь образовавшиеся
ядра обычно нестабильны и распадаются путем испускания не-
скольких нейтронов и р~-частиц, В ядерной геофизике вызывает
интерес испускание некоторыми продуктами деления так называе-
мых запаздывающих нейтронов, сопровождающих p-распад, на-
пример:
98% 87КгЧ ₽- +v
9
Регистрацию таких нейтронов используют дли определения со-
держания урана.
5. Испускание одного или двух протонов, при котором масса
и заряд уменьшаются на одну или две единицы, наблюдается
лишь у части искусственных радиоактивных изотопов с исключи-
тельно большим дефицитом нейтронов (соответственно с избытком
протонов), например:
2оСа —> is Аг 2р.
Этот вид распада недавно открыт советскими учеными, и его зна-
чение для ядерной геофизики еще не изучено.
Иногда к радиоактивному распаду относят также переход не-
которых ядер из мстастабильного (относительно устойчивого воз-
бужденного) состояния в основное с испусканием одного или не-
скольких у-квантов. При этом ядерного превращения (в смысле
изменения его массы или заряда) не происходит. Однако закон
уменьшения числа активных (метастабильных) ядер совпадает
с законом радиоактивного распада, что и оправдывает отнесение
этого процесса, называемого изомерным переходом (ИИ), к осо-
бому виду радиоактивности.
Рис. !. Схема радноактиi;иых 11ренращсн1tii семейств урана, тория к актино-
урана
10
Возбужденное ядро-изомер некоторого элемента МХ принято
обозначать Л1111Х. Изомеры обычно получают возбуждением ядер
при бомбардировке ядерными частицами или иногда как проме-
жуточный продукт при распаде некоторых ядер. Например, при
распаде UX! кроме изотопа 2'i4Pa(UZ) образуется его изомер
-34,11Ра (UX2), имеющий другой период полураспада (рис. 1).
Обычно радиоактивный элемент распадается одним из пере-
численных выше способов. Однако многие из них могут распа-
даться различными путями. Так, например, -r,Ra в 99 % случаев
превращается в 222Rn, излучая о-частицу с энергией 4,9 МэВ.
Однако наблюдается переход радия в радон н с испусканием двух
частиц: а-частицы с энергией 4,7 МэВ и у-кванта с энергией
0,2 МэВ. Некоторые радиоактивные элементы распадаются, обра-
зуя два или более новых элементов. Так, около 12 % атомов 40К
испытывают /(-захват и превращаются в атомы аргона 40Аг с по-
следующим излучением у-квантов с энергией 1,46 МэВ. Осталь-
ные 88 % 40К превращаются в атомы кальция 'i0Ca с излучением
р-частицы. Распад искусственных радиоактивных элементов, как
правило, сопровождается испусканием электронов (или позитро-
нов) и у-лучей.
§2. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНЫ РАДИОАКТИВНЫХ ПРЕВРАЩЕНИЙ.
УСТОЙЧИВОЕ И ПОДВИЖНОЕ
РАДИОАКТИВНОЕ РАВНОВЕСИЕ
Число ядер радиоактивного элемента dN, распавшихся за бес-
конечно малый промежуток времени di, пропорционально числу
ядер А', еще не распавшихся к моменту времени А
с/М, —XNdt, (1)
где л -- коэффициент пропорциональности, характеризующий ве-
роятность распада ядргз в единицу времени и называемый посто-
янной распада данного радиоактивного изотопа, Интегрируя урав-
нение (1) в обозначая число атомов радиоактивного вещества
в начальный момент времени (7 = 0) через ЛА, т. е. полагая
А' (t = 0) = Лг о, пол у ч и м
N------N0&~kl. (2)
Из формулы (2) следует, что радиоактивный распад подчиня-
ется экспоненциальному закону. В полулогарифмической системе
координат (A lii'V) соотношение (2) изображается прямой ли-
нией, угловой коэффициент которой определяет постоянную рас-
пада /с
1п Л/— 1п ЛА—v • (3)
Из уравнения (1) следует также, что произведение d/V харак-
теризует скорость радиоактивного распада, называемую обычно
радиоактивностью или просто активностью (обозначается А):
A 7..V —dNIdt. (4)
И
Зная величину л, можно вычислить среднюю продолжитель-
ность жизни I радиоактивного ядра. Так как согласно выражению
(1) суммарная продолжительность жизни атомов, распадающихся
в промежуток времени между t и t-\-dt, равна iXNdt, то
t.- J' 1кШ1 f t q-m dt = 1 /1. (5)
AT b ii
Чаще продолжительность жизни радиоактивных элементов
принято характеризовать не значением а периодом полураспада
Т — временем. на протяжении которого распадается половина всех
атомов данного радиоактивного элемента. Полагая в уравнении
(2) Л? = Л?0/2 при t = T, получим
Т 1п2Д ж 0,693А - 0,6931 (6)
Постоянная распада л и период полураспада Т являются ха-
рактерными величинами каждого радиоактивного элемента и
имеют для него строго определенные значения. Для различных
же элементов эти параметры меняются в больших пределах
(см. § 3). .
Когда рассматривается распад не отдельно взятого радиоак-
тивного элемента, а образующегося при этом радиоактивного про-
дукта его распада (дочернего элемента), закон изменения содер-
жания последнего во времени может быть найден следующим
образом. Предположим, что в начальный момент времени t = 0
имелось jVql атомов исходного элемента, а к моменту времени /
осталось Л6 атомов исходного и накопилось АД атомов дочернего
элементов.
Скорость накопления дочернего элемента dN^dt, очевидно, бу-
дет определяться разностью скоростей распада исходного и до-
чернего элементов:
dNJdt^N^^N^ (7)
где /и и Х2 — постоянные распада исходного и дочернего элемен-
тов соответствен но.
Подставив в выражение (7) значение
Л^Д/01ехр( —1К),
получим линейное неоднородное дифференциальное уравнение
первого порядка
dNJdt 4- Л2ЛС. - 7,^ ехр (- ЗД. (8)
Общее решение уравнения (8) имеет вид:
AZ2 = NQ2 ехр (—- Х2/) -|~ A^oi [Ci exp ( ХЮ 4“ exp ( лЮ 1,
но так как при /VD2 = 0, то
АС - ЛГ01 [Сх ехр (- М) + С2 ехр (—W)I. (9)
12
Дифференцируй уравнение (9)
по переменной t и подставляя
•в формулу (8) значения dNzIdt
и У2, легко найти значение по-
стоянной интегрирования Ci =
=Л/(Л—Л).
Тогда
N, Л'о1 (—— t-м + С2 er-v) •)
u I 1 I / I 1
\ Л£ *—• /up / [
(10)
Из выражения (10), пользуясь
начальным условием ЛФг = 0 при
£ = 0, находим С2 = —Л/(Л—м).
Окончательно изменение
числа атомов радиоактивного
продукта распада исходного эле-
мента во времени определяется
выражением
Л', = (e-w_ е-М), (И)
Рис. 2. Графики изменения во вре-
мени t числа атомов родоначальника
семейства Ni, дочернего изотопа Лг2
и отношения НгЛР-
Отношение периодов полураспада 7Г/Д=3
Когда исходный элемент рас-
падается медленнее, чем продукт
его распада (Xi<X2), через про-
межуток времени, достаточно
большой по сравнению с продолжительностью жизни атомов до-
чернего вещества {t>10T2), выражение (11) принимает вид
N.=~-
е—м
%!_ — Z2
или с учетом формулы (2)
(12)
Выражение (12) определяет состояние, при котором отноше-
ние количества исходного вещества и продуктов его распада стре-
мится к некоторому постоянному значению. Такое состояние на-
зывают подвижным равновесием (рис. 2).
Если исходное вещество распадается несоизмеримо медленнее,
чем продукт его распада (М<<Л), то формула (12) при условии
t> 10 Л имеет вид У2/У1 = МДг = Л/Л
или
МГ2/(АЛ)=1; А = (13)
Последнее выражение характеризует такое состояние, когда
число распадающихся атомов исходного радиоактивного вещества
равно числу распадающихся атомов продукта его распада. Убыль
дочернего вещества вследствие распада полностью компенсиру-
13
ется его образованием из исходного. Это состояние называется
устойчивы л-f р а в но в е си в л t.
Классическим примером устойчивого радиоактивного равнове-
сия является равновесие между ураном (Т = 4,49 • 10-} лет) и ра-
дием {7'~1600 лет), которое наступает но истечении значитель-
ного промежутка времени (>16 000 лет) и наблюдается только
в хорошо сохранившихся горных породах и минералах, вынос и
привнос урана или тория в которых за указанное время исклю-
чены. При радиоактивном равновесии 1 г U соответствует прибли-
зительно 3,4 • 10' 7 г Ra. Наличие устойчивого радиоактивного рав-
новесия в радиоактивных семействах имеет важное значение, так
как позволяет судить, о содержании в породах тех или иных ра-
диоактивных элементов по результатам измерений содержания
д ру г и х элементов р а сс м атр и в а с мог о семейства.
Процессы радиоактивного распада носят статистический ха-
рактер, т. е. число атомов радиоактивного элемента, распадаю-
щихся в единицу времени, не строго постоянно, а колеблется близ
некоторого среднего значения. Распределение вероятностей p(k)
того, что за определенный промежуток времени будет зарегистри-
ровано k распадов (при среднем их значении за большое число
наблюдений /г), описывается формулой Пуассона
р (k) kk exp (— k)/k!, (14)
которая при больших /г переходит в формулу Гаусса
р (£) —" ехр -у 2nk (14а) 2k J
Дисперсия этих распределений (средняя квадратическая по-
грешноеть измерений)
о л/k , (15)
а относительная статистическая погрешность
6 := о7/г = 1Л\//г . (16)
Из последней формулы следует, что высокая статистическая
точность измерений радиоактивности обеспечивается лишь в слу-
чае, когда число распадов в единицу времени достаточно велико
или когда измерения проводятся па протяжении достаточно боль-
шого промежутка времени. Точность измерений растет также с по-
вышением чувствительности аппаратуры (см. § 12).
§ 3. РАДИОАКТИВНЫЕ СЕМЕЙСТВА УРАНА, ТОРИЯ И АКТИНОУРАНА
ДРУГИЕ ЕСТЕСТВЕННЫЕ РАДИОАКТИВНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
В природе обнаружено более 50 естественных радиоактивных
элементов. К ним относятся тяжелые элементы, входящие в со-
став радиоактивных семейств, и более легкие радиоактивные эле-
14
менты, распад которых ограничивается одним звеном превраще-
ний. В число первых входят элементы семейств урана (238-LJ), ак-
тиноурана AcU f-’35U), тория (232Th) и нептуния (237Np). Пред-
ставители последнего ряда в природе встречаются в ничтожно ма-
лых количествах. Относительно короткоживущий родоначальник
этого семейства -87Np (7)=2,25 • 10е лет) был получен искусст-
венно при бомбардировке урана а-частицами. Из рис. 1, на кото-
ром приведены схемы распада урана, тория и актиноурана, сле-
дует, что характер распада всех этих семейств имеет много об-
щего.
Родоначальники семейств характеризуются самыми большими
массовыми числами и относятся к наиболее долгоживущим. Во
всех случаях распад протекает в сторону образования все более
легких элементов. В середине цепи превращений каждого семей-
ства имеются радиоактивные газы (эманации), относящиеся
к группе инертных. За эманациями следуют группы короткоживу-
щих элементов, часть атомов которых испытывает а-распад,
а другая часть распадается с испусканием р-частищ Эти элементы
образуют разветвления рядов («вилки»). Конечным продуктом
распада всех трех семейств являются стабильные изотоны свинца
206РЬ, 2О7РЬ и 2ОЙРЬ, которые принято обозначать также RaG, AcD
и ThD соответственно.
В этих трех семействах а-излучатели распределены относи-
тельно равномерно. К их числу относятся все родоначальники се-
мейств 238LJ, 232Th и AcU(23SU), все газообразные продукты
2~Rn, Th(2?;iRn) и An(?KiRn), расположенные в средней части ря-
дов, и, наконец, последние радиоактивные продукты распада се-
мейств 210Ро и его изотопы ThCz и AcCz. По суммарной a-актив-
ности семейства урана и тория примерно одинаковы, a-активность
актиниевого ряда (в естественной смеси урана) составляет 5 % от
общего a-излучения уранового ряда. Энергетические спектры а-ча-
сти1.ц испускаемых каждым семейством в целом, друг от друга
существенно не отличаются (табл. 1,2). По суммарной интенсив-
ности р-излучения семейства урака и тория существенно не раз-
личаются. Внутри семейств р-излучатели распределены между на-
чальными и конечными продуктами распада относительно равно-
мерно.
Основными у-излучателями семейства урана являются про-
дукты распада эманаций радия, радона (Ра В, RaG и RaCz). Важ-
ной особенностью этого семейства является то, что на долю про-
дуктов распада урана, расположенных в цепи превращений до
радия, приходится всего лишь около 2 % от общего у-излучения
ряда (см, табл. 1). Вследствие этого при нарушении в горных по-
родах радиоактивного равновесия между ураном и радием в сто-
рону недостатка последнего их у-активность резко снижается, и
наоборот, породы, обогащенные солями радия или радоном, даже
при отсутствии в них урана являются у-активными. В ряду тория
у-нзлучатслями являются мезоторий II (MsTh2) и радиоторий
(RaTh) с продуктами распада TliB, ThC и TliCz. В пределах
15
ст X X <-• I—L X X j? сЗ X х 5 о X ег X г-5 о X b ГС X X о Гст й X » to tc- X -_- X У ot> X t-41 1-3 X tv Cg X Cl о bS н а с<- 5 С N ч Со* d X. "ч ** 3 X а оэ rf* с 1—н Cv CD С ст <0 о 3
Оо Й О1 Й S х= р о СТ го •& о> >»—* о 1 со 5 to ст 00 S CT CT s CT Й о t<) о 'te Й H 00 о о *- л> -i ю Оз О ел <5 ч О л ст го >ч X ф. СТ р <т> ч 3 '< о I» & 2 6 fa
W i 1 1 1 1 СО CD I м I i м I S i 1 1 CD g Co СТ 4a. 'J СЛ 00 t£> 4— >ф. CG СТ Со >-** 4^- 4^ О Ю 1 S 1 1 1 1 1 4^ * > Q0 СО Энергия, МэВ 9 i W
о 1 1 1 1 о U 1 1 1 ! U 3 1 1 1 и-ч*. CT CT о ст о CTO ф ел CT - J ст к> VI VI 4^ о 1 1 1 1 1 1 1 О ст 3) То со ю Число час- тиц йй рас- пад 5 <6 я и СР
1 ст—» ° о со — 1—‘ 1 СО to — о ill То Т-Хост 1 1 1 OO-'J-Go CO CD CO 00 00 СЛ 1 1 1 1 1 1 f 1 О О ЬЭ “ а* -4 * to иг ст ел ст — о о го Сл о о S 1 в 1 1 Максималь- ная энергия, МэВ । W 5а 'С t£j О 3
1 о о о — 00 СТ — Ъ 1 о р о о о 1 ““СоЪ~ 1 1 1 со к> э со о ООО CT CD О CT —‘ Ki W СЛ M [ 1 ! 1 1 [ 1 1 О О Стр — о со О ф. ст ст ст р ст о ст со с> 1 ст 1 1 Число частиц на распад
I 1 о о Ъ о 1 ГО р ———ООО р СТ- 4 СТ IO — GD~CTCT СТ О СТ ~~J V: — СТ ст О го оо — о со со Zti ст ст CT CT p co To То- СЛ О CT OCT — [ CT о I 5 -К ст ст ё ст 11 Ci» — сто Я 1 о ’ ст g р го g о р ст о о о о ст to СО Ф- ст о 1 2 ст Энергия, МэВ S W
I 1 1 Чо СП О 1 1 ооооооооо о ст То о о го Ст о ст ЬО СТ М СТ <СТ О О СТ СО юомсоаюоочо CT CT CT ст to — CT CT CT [ CT CT ст 1 3 to Ъо ст ст ст 1 8 к> о 1 сто ст 1 о о фа СТ ю ООО фа Ст СТ со СТ ст to 1 в к Число квац- тон иа рас- пад
Таблица 1. Спектры 0- и ^-излучении уранового ряда
Таблица 2. Спектры <х-, [3- и у-из,пучений ториевого ряда
а- излучен нс р-излученне у-изяучение
Изотоп Период полураспада Энергия, МэВ Число час- тиц на рас- пад 1 Максималь- ная энергия, МэВ Число час- । ТИЦ и а рас- пад Энергия , МэВ Число KuaEi- тов на рас- пад
№Th MsThiC^eRa) 1,39-1010 лет 3,7 года 3,91 3,98 0,20 0,80 0,024 0,040 0.30 0,70 0,010 0,250
MsTh,22Uc) 6.13 ч — — 1,18(1 0,67 0.058 0,700
1 -— — 1,760 0,21 0,129 0,110
. — 2,100 0,12 0,209 0,040
— —- -— 0,270 0.030
— — — 0,336 0,125
•— — - —. .— 0,460 0,060
— — -—. 0,458 0,020
— — -— 0,800 0,070
— - - — 0,907 0,243
- - — — 0,964 0,133
—- —" -—' 1,587 0,120
— —- —, -— 1,640 0,065
RaTh(228Tli) 1,91 года 5,34 0,28 -— — 0.089 0,016
5,42 0,71 ....—, - - 0,137 0,026
— -— г 0,169 0,001
—- — .— 0,212 0,003
TliX(224Ra) 3.64 дня 5,45 0,05 '—- .— 0,290 10-1
5,68 0,95 -— — —
Tn(22oRn) 54,5 с 6,28 1,00 —- — 0,540 2,5'104
ThA(21ePo) 0,158 с 6,77 1,00 — — —- —
ThB(mPb) 10,6 ч — — 0,154 0,03 0.238 0,400
.— •— 0,330 0,74 0,299 0,040
.— ..— 0,570 0,22 -— .—
ThC(2UBi) 09,5 мин 5,60 0,01 0,640 0.07 0,726 0,071
1 5,77 0,02 1,520 0,08 1,620 0,010
6,05 0,70 2,250 0.85 1,800 0.033
6.09 0,27 - — — —
ThC'(212Po) 3-10"“? с 8,78 1,0 —. —’. — —
Thcv^Ti) 3,1 чип —' —- 1,040 0,04 0.277 0,032
— — 1.290 0.24 0.510 0,078
— —_ 1,530 0.22 0,582 0,282
— 1,800 0,50 0,859 0,053
1 — —- — 1 2.620 0,353
семейства эти у-излучатели распределены относительно равно-
мерно (см. рис. 1).
Отмстим, что схемы на рис. I являются упрощенными, в них
не указаны некоторые разветвления с малым выходом реакции,
например
Р а
218 At---21sEm~------>2ИРо
1,3с 0,019с
17
Таблица 3. Ядерные характеристики некоторых естественных радиоактивных
элементов, не входящих в радиоактивные ряды
Изотоп Содер- жание изотопов в естест- венной смеси, % Период полураспада Г, годы Тип распада Энергия излучения, М-?В Продукт Iср ев р ащени я
а-, |Ь частян у-частиц
40 J< 0.0119 1.31-10й р (88 %) 1,325
Л (12 %) — 1,459 г
«С а 0,185 >1,1 -10^ 2Pj- — — 4,<П
suy 0,24 4-1014 К — —
27,85 5-ИЩ ₽- 0,275 0,394 ^Sr
tlBZr 2,80 6,2-101е ₽- 3,4 — 9(i\’b
113 In 4,33 >1014 К — — inCd
n4n 95,77 6- 101G Р - 0,63 — 115Sn
124Sn 5,98 >1,5-1017 ₽- 1.5 — 134Sb
ШТс 34,11 1,4- 10“ — — i:iu J
13*La 0,089 7-1010 Р+ 1,00 0,535 1:*Ba
К 0,807 —
— 1,390 —
150 Nd 5,56 >2- 10ls 2р- — — 15(JSni
M’Sm 15,07 6,7- 10й а 2,11 — U:’Nd
176Lu 2,60 2,4-1010 ₽- 0,215 0,180 17GIIf
шТа 0,0123 >1012 ₽ —
1Й0ТД/ 0,126 2,2 4017 а 3,2 ,— J7«IIf
62,93 4- 101е Р- 0,04 — 1870s
Й0» Bi 100 2,7-1017 а 3,15 — «Т1
в ряду урана. Как видно из рис. 1, все члены рядов 238U, 235!U и
a32Th имеют по два названия; так, например, торий-234 (S34Th)
называется еще ураном Xi (UXi), полоний-210 (210Ро) —радием F
(RaF) и т. д. Это сложилось исторически. При открытии новых
продуктов распада урана, актиноурана, тория и радия им дава-
лись новые названия и их принимали за новые элементы,
поскольку понятие «изотопия» тогда еще не было известно. Не-
смотря на некоторую трудность использования двух рядов назва-
ний, «старые» названия употребляются и в настоящее время, по-
скольку они указывают на принадлежность изотопа к определен-
ному семейству. Их запоминание несколько облегчается тем, что
во всех трех семействах продукты с индексами A, Cf, Р являются
изотопами полония, с индексами С и Е — изотопами висмута,
с индексами В, D и G — свинца, С" и Е" — талия.
Среди одиночных радиоактивных элементов, т. е. не входящих
в состав рассмотренных выше семейств, изотопы калия (40К), ру-
бидия (87Rb), индия самария (147Sm), лютеция (l7CLu), ре-
ния (187Re) и множество других. Основные характеристики неко-
торых из этих изотопов приведены в табл. 3. Все одиночные
радиоактивные изотопы характеризуются весьма большими перио-
дами полураспада (7>109 лет). За исключением самария, воль-
фрама и висмута, они распадаются путем /(-захвата и р-’-распада,
превращаясь в устойчивый изотоп нового элемента.
18
Содержание в природе большинства из перечисленных выше
радиоактивных изотопов элементов, как правило, очень мало.
В ядерной геологии и геофизике наибольший интерес представ-
ляют радиоактивные изотопы калия (40К) и рубидия (s7Rb'}, рас-
пад которых используется для определения возраста пород.
§4. ЕДИНИЦЫ ИЗМЕРЕНИЯ РАДИОАКТИВНОСТИ
И ИНТЕНСИВНОСТИ ПОЛЕЙ РАДИОАКТИВНЫХ ИЗЛУЧЕНИИ
Для сравнительной оценки радиоактивности горных пород при-
меняют два вида единиц: единицы активности, или содержания
в породах радиоактивных элементов, и единицы дозы, определяю-
щие меру воздействия радиоактивных излучений на вещество.
Абсолютная радиоактивность элементов в СИ оценивают в бек-
керелях (Бк). Под 1 Бк понимают количество любого радиоак-
тивного изотопа, в котором в I с происходит в среднем один рас-
пад (1 Бк=1 расп/с). Согласно закону радиоактивных превраще-
ний, число ядер радиоактивного изотопа, распадающихся за 1 с,
равно ?jV. Тогда число ядер изотопа, соответствующее 1 Бк, А —
- 1/л = 770,693, а масса т изотопа (в г), излучающего эту актив-
ность:
т - /VMM0 - 2,395’ 10“24МГ, (17)
где М— относительная атомная масса изотопа; Г—период его
полураспада; = 6,023 10й3 — число Авогадро.
Из формулы (17) следует, что масса радиоактивных элементов,
соответствующая заданной активности, возрастает с увеличением
периода полураспада. Если, например, масса полония, имеющего
активность 10$ Бк=1 МБк (Т=И38 дней), примерно 6- г, для
радия (Т=1590 лет) — 27 • 10_(3 г, то для урана (Г = 4,49Х
X 109 лет) — 80 г.
В практике часто используют единицы, производные от бекке-
реля: мегабеккерель (10б Бк), гигабеккерель (109 Бк), и др. Кон-
центрацию радиоактивного изотопа в некотором веществе (удель-
ную активность) оценивают в беккерелях на килограмм (МБк/кг,
Бк/г и т. п.), а также в беккерелях на кубический метр и их про-
изводных. Концентрацию радона и других газообразных радио-
элементов выражают в беккерелях на литр.
Поскольку энергия и количество у-квантов за один распад раз-
личны для разных радиоактивных изотопов, радиоактивность, вы-
раженная в беккерелях, недостаточна для суждения о у-активно-
сти вещества. С целью характеристики последней широко исполь-
зовали величину радиевого у-эквивалента Эу и внесистемную
единицу миллиграмм-эквивалент радия (мг-экв Ra) — количество
изотопа, у-излучение которого обладает такой же ионизационной
способностью (в воздухе), как и у-излучение 1 мг 2?5Ra (вместе
с продуктами его распада) после прохождения через платиновый
фильтр толщиной 0,5 мм. Аналогичной величиной в СИ служит
радиевый у-эквивалент источника, равный отношению у-активно-
19
сти данного радиоактивного изотопа (или препарата со смесью
изотопов) к ^-активности 22GKa активностью 1 Бк. Более формаль-
ное и строгое введение этой величины будет сделано несколько
ниже, после ознакомления с понятиями экспозиционной дозы у-из-
лучения и у-иостоянными радиоактивных веществ [см. фор-
мулу (20)].
Характеристики поля излучений
Поле ядерных излучений данного вида характеризуется плот-
ностью и потоком частиц и интенсивностью излучения.
Плотность частиц п— это число частиц, находящихся в данный
момент времени в единице объема среды, единица измерения —
част./м3 или част./см3.
Плотность потока частиц Ф для параллельного пучка— это
число частиц, падающих в 1 с па единичную площадку, перпен-
дикулярную к направлению пучка. Очевидно,
Ф = шд (18)
где v — скорость частиц. Поток измеряют в единицах част./(м2-с)
или част./(см2 • с).
Для поля частиц с хаотичным направлением движения пото-
ком частиц называют произведение плотности частиц п па их ско-
рость о, т. е. выражение (18) принимают в качестве определе-
ния плотности потока в общем случае. Интенсивность излучения
/—это энергия излучения, падающая в единицу времени на еди-
ничную площадь, ее измеряют в Вт/(м2-с), МэВ/(см2*с) и т. д.
Для моноэнергетического пучка частиц с кинетической энер-
гией Е, очевидно, /= ФЕ.
Интенсивность поля у-квантов характеризуют также мощ-
ностью экспозиционной дозы, а воздействие излучения на облучае-
мую среду — поглощенной дозой.
Поглощенную дозу D определяю? как энергию излучения лю-
бого вида, поглощенную единицей массы любого вещества, и из-
меряют в джоулях на килограмм (Дж/кг). Единица Дж/кг назы-
вается грей (Гр). Поглощенную дозу, создаваемую в единицу вре-
мени, называют мощностью поглощенной дозы и измеряют в Гр/с
или Вт/кг и их производных (мГр/с или мВт/кг И т. д.).
Для данного вида вещества и спектра излучения поглощенная
энергия пропорциональна интенсивности (потоку) излучения. По-
этому для характеристики интенсивности рентгеновского и у-излу-
чения (с энергией до 3 МэВ) часто используют экспозиционную
дозу X, которую можно приближенно рассматривать как частный
случай поглощенной дозы (для у-излучения в воздухе). Экспози-
ционную дозу выражают отношением суммарного электрического
заряда ионов одного знака, образованного излучением, поглощен-
ным в некоторой массе сухого воздуха, к этой массе.
Единицей экспозиционной дозы (далее просто дозы) в СИ яв-
ляется кулон на килограмм (Дл/кг). На практике также при-
20
меняется внесистемная единица — рентген (Р), 1Р соответствует
поглощению такого количества рентгеновского пли у-пзлучений,
которое в 1 см3 сухого воздуха при температуре О ”С и давлении
760 мм рт. ст. (0,001293 г воздуха) образуют ионы, несущие одну
электростатическую единицу количества электричества каждого
знака (2,083-109 пар ионов). Единицы кулон на метр и рентген
связаны соотношением 1 Р —2,58-10 ’ Кл/кг. Энергетический экви-
валент рентгена: 1 Р = 5,5- 107 МэВ поглощенной энергии
в 1 г воздуха (0,88-. 10'2 Дж в 1 кг воздуха), кулона на кило-
грамм— 33,8 Дж/кг. Дозу, образуемую излучением в единицу вре-
мени, называют мощностью дозы (X) и выражают в амперах на
килограмм (Л/кг), рентгенах в час (Р/ч), микрорентгенах в час
(мкР/ч), которые особенно широко используют в геофизике
(1 мкР/ч = 71,6- 10’ 15 А/кг = 71,6 фА/кг).
В 1984 г. Госстандарт СССР утвердил Методические указания
РД 50-454—84 «Внедрение и применение ГОСТ 8.417—81. «Еди-
ницы физических величин» в области ионизирующих излучений»,
где признано целесообразным со временем отказаться от употреб-
ления физического термина «экспозиционная доза излучения».
В качестве характеристики поля любого косвенно ионизирую-
щего излучения (нейтроны, у-кванты) предполагают использовать
мощность воздушной кермы. Керма (/()—сумма начальных ки-
нетических энергий всех заряженных частиц, освобожденных кос-
венно-ионизирующими частицами в единице массы вещества. От-
личие кермы от поглощенной дозы в том, что часть кинетической
энергии заряженных частиц может теряться на тормозное излуче-
ние или уноситься с частицами, не вся энергия которых расходу-
ется на ионизацию в данном элементарном объеме (и привно-
ситься аналогичными частицами из других элементарных объе-
мов). Это различие заметно лишь для частиц с высокой энергией
и при высоких градиентах интенсивности ноля. В задачах ядер-
ной геофизики оно несущественно. Единица кермы та же, что и
для поглощенной дозы, т. е. 1 Гр= 1 Дж/кг. Значение кермы в не-
которой точке поля излучения зависит от поглощающего веще-
ства, поэтому для характеристики поля выбрана мощность кермы
в воздухе («воздушной кермы») (Кн). Связь между единицами
кермы и экспозиционной дозы следующая: 1 Р = 2,58- 10 4 Кл/кг =
= 8,74 - 10’3 Гр, 1 Гр-29,6- 10~3 Кл/кг = 1.14,4 Р.
В ядерной геофизике единица мощности дозы широко исполь-
зуется для оценки интенсивности у-излучепия независимо от его
спектра. При этом игнорируется некоторое несоответствие физиче-
ской сущности понятий мощности дозы и интенсивности у-излуче-
ния. Если интенсивность для параллельного пучка y-лучей опреде-
ляется количеством энергии, проходящей в единицу времени через
площадь поперечного сечения 1 см2, перпендикулярную к направ-
лению пучка, то мощность дозы характеризуется количеством
энергии, поглощенной в объеме воздуха и единицу времени.
Эти величины пропорциональны друг другу (следовательно,
можно пользоваться единицами мощности дозы для измерения
21
Рис. 3. Зависимость среднего чнедг! ii;tp
ионов Л'1Ъ оП[киующ![Хся па 1 см пути
в воздухе, от эпергиы у-квантов
интенсивности у-излучения) только при строгом соответствии
спектрального состава исследуемого излучения спектру эталон-
ного источника, с помощью которого градуировалась аппаратура.
Однако в важном интервале энергий у-квантов (до 3 МэВ) мощ-
ность дозы оказывается приближенно пропорциональной интен-
сивности и при некотором изменении спектра излучения. Напри-
мер, пользуясь экспериментальной кривой зависимости среднего
числа пар ионов, образуемых одним у-квантом при прохождении
1 см пути в воздухе, от энергии (рис. 3), можно рассчитать, что
мощность дозы 5- 10_<ч Р/с соответствует прохождению через попе-
речное сечение площадью 1 см2 за 1 с примерно 20 у-квантов
с энергией; 2,5 МэВ и 100 у-квантов с энергией 0,5 МэВ, т. е.
с практически одной и той же суммарной энергией 50 МэВ.
Степень пропорциональности дозы интенсивности излучения
в значительной степени зависит от спектральной чувствительно-
сти детектора излучения. При пользовании газоразрядными счет-
чиками с легким катодом (см. § 7) интенсивность излучения про-
порциональна мощности дозы независимо от энергии у-квантов
в диапазоне ее изменения от 0,05 до 2,2 МэВ. Здесь результаты
измерений интенсивности излучения могут быть более обоснованно
выражены в единицах мощности дозы. В большинстве остальных
случаев- выражение результатов измерения интенсивности у-излу-
чения в амперах на килограмм или в микрорентгенах в час весьма
условно и может быть с полным основанием использовано лишь
для относительных сопоставлений показаний приборов одного и
того же типа в породах с относительно стабильным спектром из-
лучения.
В заключение вернемся к более строгому определению понятия
радиевого у-эквивалента (Эу). Мощность дозы I на расстоянии
г от точечного препарата активностью А (в Бк) в вакууме, оче-
видно, пропорциональна плотности потока Ф и убывает обратно
пропорционально г2. При введении некоторой константы Kv
можно записать
/ = К//А (19)
Величину называют у-постоянной радиоактивного вещества.
Она равна мощности дозы в амперах на килограмм (или мощно-
сти воздушной кермы в греях в секунду), создаваемой точечным
источником активностью 1 Бк на расстоянии 1 м от него.
22
Таблица 4, Значения Щ, и /<
Изотоп к кг-Бк
238U 2,00 1.25
-2flRa (без фн.лf>тра) 1,76 1,08
332Th 2,60 1,60
.t()K 0,155 0,095
И(,Со 2.50 1,53
Поэтому связь между у-активиостыо препарата, т. е. его радие-
вым у-эквивалснтом Эу, с одной стороны, и его активностью —
с другой, можно представить в виде
Ау - - Эу (Ra)] А - КуА,
(20)
где Ку, Ку (Ra) - - у-постояниые для исследуемого изотопа и
226 Ra, причем для 22f,Ra после прохождения (фильтрации) у-излу-
чсния через платиновую оболочку толщиной 0,5 мм. Коэффициент
Ky = Kv/Ky(Ra) равен радиевому у-эквиваленту данного изо-
топа при его активности 1 Бк. Его произведение на активность
изотопа А равно значению радиевого эквивалента Эу, выражен-
ному в беккерелях (если А выражена в беккерелях) или грамм-
эквивалентах радия (если .4 выражена в кюри).
Значения Ку и Ку для некоторых естественных радиоактив-
ных изотопов приведены в табл. 4 [при 7(v(Ra) = 1,63(аЛ X
Хм2)/(кгХ Бк)].
§ 5 ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ ИЗЛУЧЕНИЙ РАДИОАКТИВНЫХ
ЭЛЕМЕНТОВ С ВЕЩЕСТВОМ
Для понимания сущности и возможностей большинства мето-
дов ядерной геофизики, правильного их применения необходимо
ознакомление с основными законами прохождения ядерных излу-
чений через вещество. Взаимодействие излучений с веществом
(соударение с атомами или их ядрами) приводит к ослаблению
их интенсивности при прохождении через горные породы. Регист-
рация излучений, а следовательно, и исследование радиоактивно-
сти осуществляются благодаря их взаимодействию с материалом
специальных приборов — детекторов излучения. На ядерных ре-
акциях, происходящих при взаимодействии различных излучений
с веществом, основано большое число ядерно-физических методов
определения нерадиоактивных элементов в горных породах (см.
часть вторую). Поэтому квалифицированное применение радио-
метрических и ядерно-физических методов предполагает знаком-
ство с законами взаимодействия ядерных излучений с веществом.
Здесь рассмотрены лишь минимальные сведения об этих зако-
нах, в основном те, которые необходимы при изучении пассивных
23
методов ядерной геофизики, основанных на регистрации а-, [3- и
у-излучений, испускаемых радиоактивными элементами. Дополни-
тельные данные, необходимые при рассмотрении активных мето-
дов, основанных па облучении горных пород внешними источни-
ками нейтронов и у-квантов, приведены во второй части книги.
Энергия частиц и сечение взаимодействия
Важнейшей характеристикой ядерных излучений является
энергия частицы, выражаемая чаще всего в электрон-вольтах (эВ)
или производных: килоэлектрон-вольт (кэВ) и мегаэлектрон-вольт
(МэВ). Электрон-вольт и единица энергии в СИ связаны соотно-
шением: 1 эВ = 1,6-10“19 Дж.
Заряженные частицы и у-кванты взаимодействуют в основном
с атомами вещества, а нейтроны (и частично другие частицы)
с ядрами атомов. Важной характеристикой пары частица — атом
(ядро) является вероятность их взаимодействия. Для ее опреде-
ления рассмотрим тонкую мишень, содержащую монослой атомов
одного и того же вида (рис. 4, а). Если на мишень, перпендику-
лярно к ней, падает пучок частиц, то число взаимодействий АС,
происходящих на единице площади мишени, оказывается
ДГв = аМФ, (21)
Рис, 4. Взаимодействие излучений с
веществом:
а -- к яонггппо гсчсни.ч реакции; б —
прохождение нара члеоыюго пучка ча-
стиц через вещество
где М—число атомов (ядер) на 1 см2 площади: о — коэффи-
циент. характеризующий вероятность взаимодействия, т. е. сред-
нее число взаимодействий, приходящихся на один атом при еди-
ничном потоке частиц. Из выражения (21) следует, что ст имеет
размерность площади и измеряется в квадратных метрах, санти-
метрах и т. п.
Таким образом, величину а можно представить как попереч-
ное сечение некоторого шара, при попадании частицы в который
происходит взаимодействие (реакция) между частицей и атомом
(ядром). Исходя из этого коэффициент сг принято называть также
эффективным сечением взаимодействия частицы (нейтрона,
у-кванта и т. и.) с атомом (ядром) или сечением реакции. Сече-
излучении сравнимо с площадью
К)"28 м2. Сечение взаимодействия
зависит нс только от вида атома
и частицы, по также от энергии
последней.
Суммарное сечение всех ато-
мов (ядер) в единице объема
вещества называется макроско-
пическим сечением взаимодей-
ствия и обозначается 2. Для
моноэлементного вещества (со-
стоящего из атомов или изотопов
одного вида) где А? —
число атомов в единице объема,
ние взаимодействия ядерных
X X *t/x
24
Для среды сложного состава, состоящей на атомов нескольких
k
типов, XУгде Л\;- число атомов но типа в единице
t=i
объема вещества; оч —сечение взаимодействия для атомов Его
вида.
Ослабление параллельного пучка частиц в веществе
Пусть на плоскую мишень надает параллельный пучок ча-
стиц, поток которых равен Фо (рис. 4,6). Поток частиц (не испы-
тавших взаимодействия с веществом и сохранивших первоначаль-
ное направление движения) на глубине х от внешней (лицевой)
поверхности мишени обозначим Ф(х). Ослабление потока в тон-
ком слое мишени толщиной dx, расположенном на глубине х, бу-
дет равно:
£Ф(хШ. (22)
Это соотношение получается из выражения (21), если учесть,
что значения Zdx есть суммарное сечение взаимодействия атомов
в топком слое мишени толщиной dx и единичной площадью. Знак
минус указывает на то, что поток частиц Ф с глубиной убывает.
Записав уравнение (22) в виде
у _1 нФ
Ф Не-
легко видеть, что макроскопическое сечение также имеет смысл
относительного уменьшения потока в топкой мишени, отнесенного
к единице длины пути пучка. Поэтому его называют также линей-
ным коэффициентом ослабления.
Интегрирование уравнения (22), аналогичного уравнению (1),
приводит к закону ослабления параллельного пучка частиц:
ф = фое--х, (23)
Подчеркнем еще раз, что Ф есть не полный поток, а поток тех
частиц на глубине х, которые еще не испытали ни одного взаимо-
действия в мишени, т. е. поток первичных, нерассеянных частиц.
Он совпадает с потоком всех частиц лишь тогда, когда результа-
том взаимодействия может быть только поглощение частицы.
Если же кроме, поглощения возможно и рассеяние частиц, то пол-
ный поток Ф>Ф. При этом, вообще говоря, экспоненциальный ха-
рактер зависимости нарушается. Однако иногда и для описания
полного потока (включая частицы, испытавшие рассеяние) ис-
пользуют экспоненциальное выражение
ф = фое“2эФ\ (24)
Параметр называют эффективным сечением взаимодей-
ствия, оно меньше 2 и зависит от толщины мишени х.
25
Описанная теория представляет основной интерес при рассмот-
рении поля частиц, испытывающих до своего поило щеп и 5! отно-
сительно небольшое число рассеяний (у-кванты, частично ней-
троны). При рассмотрении заряженных частиц, когда число со-
ударении в веществе огромно и поток порассеянных частиц не
представляет особого интереса, чаще пользуются другим под-
ходом.
С целью дальнейшего выяснения смысла параметра 2 рассчи-
таем среднее расстояние I, на котором происходит первое взаимо-
действие частицы и мишени. Представив выражение (23) в форме
Ф/Фо _ехр (—Хх), получим, что экспонента ехр( -Sx) есть веро-
ятность того, что частица пройдет расстояние х без единого взаи-
модействия. Умножив се на вероятность ЕУх взаимодействия на
пути dx, получим вероятность того, что данная частица испытает
первое взаимодействие в интервале глубины (х, х-рг/х)
р (х) dx ~ £е~ dx.
Отсюда средняя глубина, на которой происходит первое взаимо-
действие частицы с веществом,
I [ хр (х) dx — j' х£е— ^Xdx — 1/£.
о о _
Итак, 2 есть величина, обратная среднему пути /, пройденному
частицей без взаимодействия и называемому свободным пробе-
гом частицы в данной среде.
Взаимодействие а- и p-излучений с веществом
Спектр энергий а-частиц радиоактивного изотона состоит из
одной или нескольких линий (см. табл. 1,2). Будучи электриче-
ски заряженной, а-частица испытывает электрическое взаимодей-
ствие с электронами вещества. При этом часть энергии п-частицы
передается электрону, вызывая возбуждение или ионизацию
атома. После некоторого числе! взаимодействий энергия частицы
уменьшается практически до нуля и происходит ее нейтрализация
путем присоединения электронов.
Удельная потеря энергии dEjdx па единицу пути приближенно
пропорциональна концентрации электронов в веществе Аф и квад-
рату заряда частицы Z,T2, обратно пропорциональна квадрату ско-
рости частицы ц2
d.v и2
Поскольку Ay. — Л62/Л-! (где Л—число Авогадро; Л-1 - - массовое
число атомов; Z — заряд их ядра; б—плотность вещества), irrno-
шеиие удельных потерь энергии в двух веществах
23 М.
26
Рис. 5. Зависимость числа
г.4-цастиц ОТ толщины по-
глотителя (п) и распределе-
ние частиц по длине пробега
(б)
Для легких элементов Z/Af — const^
— 0,5, поэтому для них х— 6]/б2.
Поскольку масса а-частицы при-
мерно в 7300 раз больше массы элек-
трона, направление ее движения при
соударении с электронами практиче-
ски не меняется. Вследствие прямо-
линейности траектории и большого
числа актов столкновения, необходи-
мых для замедления, моноэнергетиче-
ские а-частицы имеют почти одинако-
вый линейный пробег R в веществе
(рис. 5). Небольшой разброс в пробе-
гах обусловлен вероятностным харак-
тером взаимодействия (колебанием
числа актов ионизации и длин про-
бега между соударениями). В справочниках обычно приводят
экстраполированные значения пробега (см. рис. 5).
Линейный пробег а-частицы в области энергии 4<£а<9 МэВ,
характерной для естественных радиоактивных элементов, пропор-
ционален кубу начальной скорости, т. е. /Го1’5. Так, для воздуха
линейный пробег (см)
Rb -0.309£^f
(26)
если £0 выражено в мегаэлектрон-вольтах. Кроме линейного про-
бега R вводят также массовый пробег, измеряемый в граммах на
квадратный сантиметр (килограммах на квадратный метр) и ха-
рактеризующий массу вещества, заключенного в цилиндре высо-
той, равной длине пробега R, и с единичной площадью основания.
В твердых веществах с массовым числом А4 значение Rm
(мг/см2) может быть рассчитано по формуле
(26а)
где линейный пробег в воздухе Rn выражен в сантиметрах. Удоб-
ство использования Rni вместо R заключается в его весьма слабой
зависимости от состава вещества. Согласно последним формулам,
пробег а-частицы в воздухе составляет несколько сантиметров,
а в твердых телах —я—Юн мг/см2, т, е. примерно толщину папи-
росной бумаги.
р-чаетицы представляют собой быстрые электроны или пози-
троны. Спектр р-частиц сплошной, их энергия Е непрерывно ме-
няется от пуля до максимальной £тах, равной энергии р-распада
и составляющей для различных изотопов величину до нескольких
МэВ (см, табл. 1,2).
При прохождении через вещество энергия р-частицы расходу-
ется в основном на ионизацию и возбуждение атомов. Однако для
быстрых электронов и позитронов существенны также так назы-
ваемые радиационные потери, связанные с испусканием у-квантов
27
(тормозного излучения) из-за торможения р-частиц при их про-
хождении вблизи ядра. Радиационные потери пропорциональны
£<;Z2, а ионизационные — Z. поэтому отношение радиационных по-
терь £р к ионизационным Ei{ оказывается пропорциональным
£RZ: £p/£(!=£f,Z/'8OO, где энергия частицы £,, выражена в мега-
электрон-вольтах. Для основных породообразующих элементов
(Z = 8<20) при значениях энергии р-частицы, характерных для
естественных радиоактивных элементов (см. табл. 1, 2), EP/EK<Z
<0,1, т. е. основное значение имеют ионизационные потери.
Поскольку заряд р-частиц меньше, а их скорость (при рав-
ных значениях энергии) значительно больше, чем у а-частиц, со-
гласно выражению (25) линейные потери энергии для р-частиц
при равной энергии примерно в 10s раз меньше, а пробег между
соударениями соответственно больше, чем для а-частиц. Из-за
малой массы электронов они при соударении сильно отклоня-
ются от первоначального направления, и их траектория пред-
ставляет ломаную линию. Поэтому полный максимальный про-
бег частицы по прямой (так называемый эффективный пробег)
гораздо меньше, чем длина траектории по ломаной линии.
Массовый эффективный пробег моноэнергетических электро-
нов (г/см2) независимо от вещества находят по формулам
(0,407ДТ Д.« 0,8МэВ;
(0,542ЕГ ' ,£.>0,8АЬВ,
где Ет — максимальный полный пробег, точнее, слой вещества,
полностью поглощающий электроны данной энергии. Однако
из-за сложного характера траекторий пробег большинства элект-
ронов гораздо меньше, чем Ет, и поток электронов в веществе
для мопоэнергетического пучка уменьшается приближенно по
линейному закону
Ф (х) = Фо [ I - - (х/Я)] Фо [ 1 - (xm/Rm)\,
где хт = хЕ — массовая толщина слоя (г/см2).
Ослабление р-частиц радиоактивных веществ со сплошным
спектром происходит вначале очень быстро (за счет поглощения
медленных частиц), а потом гораздо медленнее. В результате
закон ослабления приближенно описывается выражением
Ф^Фое-н\ (28)
где ц — эффективный линейный коэффициент ослабления (м-1
или см-1). Для р-частиц и у-квантов макроскопические сечения
принято обозначать вместо S через ц. Вводят также массовый ко-
эффициент ослабления ц.т = р,/6. Значения tt и р?п для алюминия
при некоторых значениях энергии электронов приведены
в табл. 5. Для других веществ значение ц изменяется примерно
пропорционально их плотности.
Экспоненциальный закон, естественно, выполняется лишь до
некоторых значений х, поскольку существует максимальный про-
28
Таблица 5. Линейный и массовый
коэффициенты ослабления ц и ц,,?
и максимальной энергии электронов
фраспада в алюминии
Максимальцая энергия эл ектрешс/ь Р-распада, МэВ Л и ucii ный коэффициент ослаблен t! я Ц, см —1 Млссо 11.Ы н ко ^фф! 1 ц не [гг <^'ла6лен ия J.IfJ[. с>0/1'
0,15 691 256
0,50 105 32
1,00 35,1 5
3,00 8,9 3,3
Рис. 6. Зависимость длины про-
бега 0-частиц в алюминии от их
энергии
бег jRmmax, так что Ф = 0 при x>Rm тпл.х- Зависимость Rltl, для
алюминия от максимальной энергии р-частиц приведена на
рис. 6.
Взаимодействие у-излучения с веществом
Переход возбужденного ядра — продукта радиоактивного
распада — в основное состояние может происходить в один или
несколько этапов. Соответственно распад разных атомов одного
типа может сопровождаться одним или несколькими у-кваптами
или даже происходить без сопровождающего у-излучения. В ре-
зультате число у-квантов на один распад пе является целым.
Поскольку спектр уровней ядер дискретен, дискретен и спектр
у-квантов (см. табл. 1, 2, § 3).
Гамма-излучение относится к сильнопроникаюшему излуче-
нию, для практически полного его поглощения требуется слой
горных пород толщиной в несколько десятков сантимеитров.
Хотя у-кванты испытывают большое число взаимодействии раз-
личных типов, вероятность большинства из них мала и ослабле-
ние потока у-квантов в веществе происходит практически лишь
за счет трех процессов: фотоэффекта, комптон-эффекта и эф-
фекта образования пар (рис. 7). Полное сечение взаимодействия
у-квантов с веществом (микроскопическое и макроскопическое
значение которого для у-квантов, как и для 0-частиц принято
обозначать соответственно через т и ц) является, таким образом,
суммой сечений трех перечисленных процессов
Тф Ф Тк 4- ту,, it рф р.п,
где индексы «ф», «к», «и» соответствуют фотоэффекту, комптон-
эффекту и эффекту образования пар.
Фотоэффект. Фотоэффектом (точнее, фотоэлектрическим по-
глощением) называют такое взаимодействие, при котором у-
квант поглощается (исчезает), а его энергия Ev расходуется на
29
---► у
Рис. 7. Схема основных типов взаимо-
действия у-квантов с веществом:
:-* - • фотоэффект; о — иомптон-эффскт: в —
эффект образования пар: /—-электрон; 2 —
ядро; 3—7-квант до взаимодействия; 4 —
рассеянный v-квант; 5 — электрон или по-
зитрон после взаимодействия
отрыв н на сообщение кинетической энергии одному из электро-
нов атома (см. рис. 7, а), т. е. = £св + £кин» где ECR— энер-
гия связи электрона в атоме; Екин — кинетическая энергия,
передаваемая фотоэлектрону. Чем больше Ecii> тем больше ве-
роятность фотоэффекта тФ. Вследствие этого, во-первых, тф ра-
стет с увеличением атомного номера Z вещества; во-вторых, наи-
более вероятно взаимодействие с электронами К- и /--оболочек,
ближайших к ядру. Естественно, фотоэффект возможен лишь
тогда, когда энергия у-кванта больше энергии связи электрона.
Это обусловливает наличие скачков на графике зависимости тФ
от Ev при значениях Еу, равных энергии связи электронов Ек,
Еь и т. д. в соответствующих оболочках. Если EL<tE^<ZEK,
то фотоэффект возможен на всех оболочках, кроме /(-оболочки.
При ЕУ^ЁК фотоэффект происходит и на /(-оболочке, вследст-
вие чего тф при Ev ~ЕК увеличивается скачком (скачок при
£ = 0,087 МэВ на рис. 8, б). Вероятность фотоэффекта резко
уменьшается с увеличением энергии кванта. Зависимость тф от
энергии кванта и атомного номера среды (при
описывается приближенной формулой
тф = 6,651 10-35 Z3 (У'2 - (29)
1344 ( £? J
Исходя из выражения (29) сечение тф для элемента с атом-
ным номером Z (при £K CEv<m0c2) может быть рассчитано
по формуле
Ч = тф Pb (Z/Zpb)5, (29а)
где Тф pi, — сечение взаимодействия для свинца при данной энер-
гии.
При Е,;Р>тС1с2 возможно использование подобной фор-
мулы, но с другими значениями показателя при (Z/Zpb). Анало-
гичная формула для макроскопических сечений имеет вид
ИФ •— Ерь (Мрь/Л4) (6/брь) (Z/Zpb)'7,
(296)
где 6, брЬ—плотность исследуемого вещества и свинца соответ-
ственно, М, Afpb — относительные атомные массы рассматрива-
емого вещества и свинца.
Костон-эффект. Комптон-эффект заключается в рассеяний
у-кванта электроном. Это столкновение подобно столкновению
двух упругих шаров (см. рис. 7.6) с массами тс и mv = £7/c2,
30
Рис. 8. Зависимость массовых коэффициентов поглощения у-излучепия
в алюминии («) и свинце (б) от энергии у-кванта (um = p.(j) + Щ; + цп; рк =
.цк "1“ Рк)
В соответствии с законами упругого соударения энергия у-кван-
та Еу распределяется между рассеянным квантом (Еу) и элект-
роном отдачи (Ее). В области, где комптон-эффект является
преобладающим (0,05< £“ ;< 15 МэВ), энергия кванта больше
энергии связи электронов в большинстве веществ и поэтому
связь электрона с ядром практически не сказывается на зако-
номерностях комптоновского рассеяния. В частности, сечение
взаимодействия тк прямо пропорционально концентрации элект-
ронов Тк(£) — Zxe(E), где хс(Е)—сечение, рассеяния на элект-
роне.
Для легких элементов (кроме водорода) макроскопическое
сечение цк не зависит от Z и пропорционально плотности веще-
ства. Дополнительно число атомов в 1 см3 вещества Л’ = (Л/Л1)6,
следовательно,
рк Жк = (ASZxJM) (6тйД/2), (30)
поскольку для легких веществ (кроме водорода) Z/M^0,5. Зна-
чения тк и р.к медленно уменьшаются с увеличением энергии у-
кванта (см. рис. 8). Независимость тк от вида вещества позво-
ляет легко рассчитать тк и piK для любого вещества с атомным
номером Z по известному значению для одного из веществ (на-
пример, для алюминия):
Тк - ' ткAl Z/Z,\], Цк ЦкAI (Л1 Al/M) (Z/Zai) (6/6д]).
(30а)
Для легких веществ согласно сказанному выше
Щ ~ Цк А1 (^/<5 А1)-
(306)
31
Энергия рассеянного кванта E'v связана с начальной энер-
гией соотношением
е; . - -- (31)
1 (i _ cos 0)
mnc’2
где 0 — угол рассеяния кванта (см. рис. 7, о)- При больших Е?
энергия кванта, рассеянного обратно (6= 180"), близка к /ЛиМ/2 =
= 0,25 МэВ независимо от начальной энергии, т. е. потеря энер-
гии весьма велика. При малых наоборот, электрону переда-
ется малая часть энергии.
Поскольку при комптоновском рассеянии расходуется не вся
энергия у-кванта (у-квант не исчезает), для характеристики ве-
роятности потери энергии потока вводят так называемое сече-
ние истинного поглощения та, равное произведению сечения тк
на долю энергии квантов, переданную электрону, и сечение истин-
ного рассеяния тя==тк—та. При малых Ev доля энергии, передан-
ная при соударении электрону, мала и соответственно г0<Стк,
при больших энергиях кванта, наоборот, ts<Ctk, та~тд (см.
рис. 8).
Эффект образования пар. При энергии у-кванта, превышаю-
щей суммарную энергию покоя электрона и позитрона (2//zoc2 =
= 1,02 МэВ), энергетически возможна аннигиляция кванта с об-
разованием пары электрон—позитрон, Для соблюдения закона
сохранения импульса этот процесс должен идти в присутствии
третьего гола, которому передается часть импульса и энергии
кванта. Роль такого тела играют преимущественно ядра атомов.
Поэтому вероятность эффекта образования пар тп зависит от за-
ряда ядра: rn~Z2, соответственно цп ~Z26/A1, а в легких веще-
ствах pn~Z6.
Значение ц.1Г для любого вещества рассчитывается по фор-
муле
Рн = [in Ai (Z/Zai)2 (Alai/Л!) (6/6ai) (32)
и для легких веществ
Рп = Ри а 1 (Z/Zai) (8/6ai). (32а)
Зависимость тп и от энергии вначале примерно пропорци-
ональна Е=1,02 МэВ, а для больших Е^ близка к логарифми-
ческому закону. Процесс образования пар даже в тяжелых сре-
дах важен лишь при Е>2-?3 МэВ. Такие значения энергии
в ядерной геофизике встречаются у у-квантов радиационного за-
хвата нейтронов (см. § 35). При исследовании у-излучсния есте-
ственных радиоактивных элементов (обычно Е^СЗМэВ) эф-
фектом образования пар можно пренебречь. На рис. 8 приве-
дены также графики зависимости полных коэффициентов ослаб-
ления ц от энергии в алюминии и свинце.
Для каждого вещества существуют области преобладания
одного из эффектов, /Тля основных породообразующих элемсЕт-
32
тов (Z= 64-20) фотоэффект является преобладающим при EV<L
<(0,02— 0,07)МэВ, комптоновское рассеяние при (0,02-—0,07)<
<Е?<(12— 20)МэВ, эффект образования пар при Evp>(12 —
—20) МэВ. Как видно из рис. 8, в области преобладания компто-
новского эффекта массовый коэффициент поглощения ц зависит
лишь от энергии излучения и мало зависит от вещества. Теоре-
тические и экспериментальные исследования показали, что массо-
вый коэффициент ослабления для у-излучепия уранорадисвого
ряда практически один и тот же для большинства горных пород
и составляет 0,03 см2/г.
Распределение у-квантов вокруг точечного источника
А. Точечный источник в пустоте. При этом поглощения кван-
тов не происходит, но поток у-квантов уменьшается с расстоя-
нием за счет геометрического фактора, т. е. за счет их распреде-
ления по поверхности сферы s —4лд2. Соответственно поток у-
квантов в пустоте
Фуп = QT/4nra, (33)
где Qv — мощность (интенсивность) источника.
Б. Поток перассеяниого излучения в поглощающей среде
уменьшается за счет как поглощения, так и геометрического
фактора
ф =_Cv_e->x. (33а)
4лг-
В. Поток излучения с учетом вклада рассеянного излучения
формально может быть записан в виде произведения интенсив-
ности иерассеяппого излучения на некоторый сомножитель Вф,
называемый фактором накопления:
Фт = Ф7„р Вф =. (34)
4 л О
Сомножитель Вф, равный отношению потока излучения к по-
току нерассеянного излучения на том же расстоянии, является
функцией геометрии источника (точечный, линейный, плоский
и г. д.), начальной энергии квантов Ev, испускаемых источни-
ком, типа вещества, а также произведения рг, т. е. В®—В® (Г,
рЛ Е?), где Г —параметр, формально обозначающий зависи-
мость от геометрии источника. Вместо В® предпочитают исполь-
зовать энергетические Вэ или дозовые В факторы накопления,
равные отношению общей энергии и дозы излучения к энергии
и дозе его нерассеянной составляющей соответственно. Напри-
мер, формулу (34) для потока энергии (интенсивности) I можно
записать в виде
/ ж (34а)
4лВ
2 Заказ М1 :?717 33
а
О 8 15 О 8 15 О 8 15 р г
Рис. 9. Зависимость энергетического фактора накопления В от By и рг
лучения при прохождении через поду (а), железо (б) и свинец (в).
Шифр кривых — иачаЛ1>к;И1 энергия у-ючн'та Е^
МэВ
Путем расчетов различными методами, а также эксперимен-
тально изучена зависимость факторов накопления от Еу и цг
для различных веществ, используемых при защите. Примеры со-
ответствующих зависимостей приведены на рис. 9. При анали-
тических расчетах зависимость В(ЕУ, р,г) представляют в виде
формулы
+ (346)
дающей удовлетворительную точность до цг — 20. Значения ко-
эффициентов А, со и а2 завися'!' от вида вещества и начальной
энергии квантов и приводятся в справочниках по защите от из-
лучения.
Вклад рассеянного излучения для точечного источника мо-
жет быть учтен также введением в формулу (33а) эффективного
коэффициента ослабления ,н3ф вместо щ аналогично тому, как
это было сделано в формуле (24) для параллельного пучка.
/Сонтральные eotipQcfji и забили
1.1. Назовите основные виды радиоактивности. Как записываются реакции
распада различного типа?
1.2. Каков физический смысл постоянной распада и периода полураспада?
Как они связаны между собой?
1.3. Период полураспада 22eRa Г=16 200 лет. Найдите постоянную ого
распада?
1.4. Как связана активность изотопа 4 с числом его атомов? Как опреде-
ляется единица активности беккерель?
34
1.5- Что называют радиоактивным рядом (семейством)?
1.6. Какие радиоактивные семейства Вы знаете и какие изотопы являются
их р о д о н а ч а л ь н и к а м и ?
Т.7. Найдите на рис. I и определите, к каким семействам относятся изо-
топы 22CRa, sz:Ra и 223Ra. Каковы их радиохимические обозначения? Чему
еавны периоды их полураспада?
1.8. На рис. 1 найдите положенно изотопов эманация (радона) Rn, Tn и
Ап. Каковы их относительные атомные массы я к каким семействам они отно-
сятся? В результате какой реакции распада, из изотопов каких элементов они
образуются?
1.9. Что называют устойчивым радиоактивным равновесием^ Напишите
формулы, связывающие активности А} и А2 двух изотопов одного семейства
при устойчивом радиоактивном равнопесни?
1.10, Рассчитайте активности 1 мт следующих изотопов: 226Ra, MsTht
•'-HAi), Th (22CRn).
Указание. Используя формулу (17), найти число атомов изотопа при за-
данной массе. Далее по табл. 1 и 2 найдите периоды полураспада изотопов,
по формуле (4) — значения А.
1.11. Рассчитайте массу 210Ро и ТИХ, если их активность равна 1011 Бк.
1.12. Какие радиоактивные семейства и изолированные изотопы вносят ос-
новной вклад в радиоактивность горных пород?
1.13. По табл. 1. 2 найдите основные у-излучателк в семействах 23Sl' и
232Th. Сколько у-кваптов за распад они дают? Сколько у-квантов за распад
дает 22eRa?
Г. 14, По рис. 1 определите число а- и (З-частнц, образующихся при распаде
одного атома 2;!SU и 232Т11 (с уЧет0М вклада всех дочерних продуктов).
Ответ. Число а-частиц 8 и 7, [3-частиц 6 и 4.
1.15. По табл. 3 найдите содержание 1*К в при роддом калии и число
у-квантов fvv) за один распад ',0К.
1.16. Рассчитайте у-активность, т. е. число у-квантов в 1 с. (Ау), образую-
щихся ,з 2 кг природного калия (тт<=2 кг).
Решение. Число атомов 401\, Лг—Аотшс/М==Аогак 1,2 - 10~7М, где
0,12-10~4 — доля 40К п природном калии (см. табл. 3). у-активность образца
Ay— Avv -- jV 1л 2‘VV/7. где 'Vy—число у-квантов за. распад одного атома
40 К, vv- 0,12= 12 % (см. табл. 3).
Окончательно Av = 3,6-103 с^1.
1.17. Рассчитайте число у-квантов, а- и р-частиц, возникающих
в 1 г 232ТН и 238U в 1 с: без учета и с учетом вклада дочерних продуктов
распада.
Указание. Общее число у-кваптов за один распад родоначальника в семей-
ствах ?32Tlt и 23*U райпо 3,2 и 3,1 соответственно (сумма всех чисел в послед-
них графах табл. 1 и 2).
1.18. Рассчитайте мгксу Нс, образующегося в 1 г 23SU в 1 с.
1.19. Рассчитайте число у-квантов, образующихся в 1 с в ] мг 22GRa, без
учета и с учетом вклада дочерних продуктов (в последнем случае « 3)
1.20. Исходя из формул (2)--(4) и определения активности, напишите фор-
мулу изменения активности во времени.
1.21. Рассчитайте активность Rd (семейство урана) через 10 сут, если на-
чальная активность /]„ = 10й Бк.
1.22. Используя формулу (11), определите активность 2a2Ru, накопившегося
в I г 22fiRa через 2 сут после его герметизации.
1.23. Назовите основные характеристики поля излучений и объясните их-
физическшг смысл.
1.24. Каков физический смысл и единицы измерения: а) эффективного се-
чения взаимодействия излучения с атомом (ядром); б) макроскопического се-
чения взаимодействия излучения с веществом (линейного коэффициента ослаб-
ления); it) массового коэффициента ослабления?
1.25. По формулах! (26) и (26а) и рис. 6 найдите массовый /?«. и линей-
ный 7? пробег с<- (В=6 /МэВ) и (3-частиц (£=3 МэВ) в алюминии (плот-
ность алюминия 2,7 г/см3).
2* 35
1.26. Напишите формулу ослабления: а) параллельного пучка в веществе;
б) излучения точечного источника в пустоте и веществе.
1.27. По рис. 8 найдите массовый коэффициент линейного ослабления ,i.i?ii
в свинце и алюминии для у-квантов с энергией 5 МэВ,
1.28. Используя результаты задачи 1,27, найдите /шлейные коэффициенты
ослабления и (плотность алюминия 2,7 г/см3, свшща — 11 г/ем3).
1.29. Рассчитайте, во сколько раз ослабляется параллельный поток у-ква.п-
тов с энергией Е = 5 МэВ при прохождении через а.'помппиевую и свишювую
пластинки тол ши пой 3 см.
1.30. Найдите толщину свинцового экрана, дающего такое же ослабление
у-квантов с энергией 5 МэВ, что и алюминиевая пластина толщиной 3 см (ча-
стично использовать результаты задачи 1.23).
1.31. При прохождении свинцовой пластинки толщиной 2 см параллельный
пучок у-квантов ослабляется в 15 раз. Найдите энергию у-квантов.
Т.32. Определите плотность потока порассеянных у-квантов на расстоянии
1 м от точечного препарата 60Со активностью 10s Бк- я) в пустоте; б) в воде;
в) в горной породе плотностью 2 г/см5.
Указания. 1. За каждый распад й0Со образуется один квант с энергией
1,17 МэВ и один квант с энергией 1,33 МэВ. 2, Линейный коэффициент ослаб-
ления в среде для указанных Е-? пропорционален плотности среды, поэтому
значение ц можно рассчитать исходя из данных для А1 (см. рис. 8).
1,33. Рассчитайте плотность потока у-квантов от точечного источника 326Ra
активностью 107 Бк (в равновесии с продуктами распада).
Указание. Число у-кваптов за распад одного атома 32RRa принять таким
же, как и для всего семейства урана (см. 1.19).
1.34. От каких основных факторов зависит пробег а- и р-частиц в веще-
стве?
Т.ЗВ, Назовите основные виды взаимодействия у-кваптов с веществом.
1.33. Как зависят сечения фотоэффекта и комггто(1-эффекта от энергии
у-кваптов и атомного номера вещества?
1.37. Что такое экспознцношгая доза у-излмчеппя и в каких елнпнцях она
измеряется? Какова единица мощности экспозиционной дозы в СИ?
1.38. Объясните физический смысл у-постоянпой радиоактивного изотопа.
1.39. Рассчитайте у-постяяную 4,'К. дающего за каждый распад хц>=0,12
у-квэита с энергией 1,46 МэВ.
Решение. Согласно рпс. 2, квант с энергией MG МэВ на 1 см пути в воз-
духе образует 1,3 пары ионов (несущих Aty=^2,08’9 Кл заряда каждого
знака). Столько же заряда, очевидно, образуется в 1 с в I см3 воздуха (.\т=
= 1,293-10“6 кг) при плотности потока квантов Ф= 1 см~2 с^1 или I01 м-2 с-!.
Соответственно мощность дозы при Ф=1 м~2 с~’ составляет IO-4 A^/(AwA/) =
= 1,6-10“17 А/кг. При активности источника 1 Бк плотность потока у-кваптов
на расстоянии 1 м Ф /4vy/(4nr2) 1 -0,2/(12,55- Р)=Ф,95- К)-2 м~2 Бк-1.
Окончательно Хф=Ф/(Ф=1 м~2 с~;) = 1,52 • 10“:з (А • м2)/(кг • Бк)—0,15 (аАх
Хм5)/(кг • Бк).
1.40. Рассчитайте у-постоянную 8(1Со, если за каждый распад испускается
один квант с энергией 1,17 МэВ и один квант с энергией 1,33 МэВ,
Ответ. 2,5 (аА • м2)/(кг • Бк).
1. Рассчитайте экспозиционную дозу у-излучения в пустоте на расстоянии
4 м от точечного источника 22GRa активностью 10s Бк (без платинового кор-
пуса) .
Указание. у-постоянпая 22(iRa без фильтра приведена в табл. 4.
Глава I i
РЕГИСТРАЦИЯ РАДИОАКТИВНЫХ ИЗЛУЧЕНИЙ
§6. БЛОК-СХЕМА И КЛАССИФИКАЦИЯ РАДИОМЕТРОВ
Для обнаружения и измерения интенсивности ядерных излу-
чений используются приборы, называемые радиометрами. Аппа-
ратура для активных методов, основанных на облучении горных
пород источниками у-квантов пли нейтронов, кроме блоков,пред-
назначенных для регистрации излучений, содержит также источ-
ники, фильтры и другие специфические для данного метода уст-
ройства. Однако элементы этих приборов, предназначенные для
регистрации излучений, мало отличаются от соответствующих уз-
лов радиометров, измеряющих естественное излучение. В данной
главе рассматриваются блоки регистрации излучений, общие для
большинства приборов, используемых в радиометрической раз-
ведке, и более подробно устройство некоторых приборов для ре-
гистрации естественного излучения. Специфические различия
приборов с искусственными источниками рассматриваются во
второй части параллельно с соответствующими активными мето-
дами ядерной геофизики.
Типичная блок-схема измерительной части радиометров при-
ведена на рнс. 10. Рассмотрим назначение отдельных блоков и
принципиальную схему некоторых из них. Схемы ряда блоков
(усилители, блоки питания и др.) изучаются в курсах радиотех-
ники и электроники и здесь не рассматриваются.
Индикаторы (детекторы) излучения — важнейшие элементы
радиометров. При попадании ядерной частицы в индикатор на
его выходе образуется импульс электрического тока и напряже-
ния, которой далее усиливается и обрабатывается электронной
схемой прибора. В радиометрах чаще всего используются газо-
наполненные (ионизационные) и сцинтилляционные детекторы.
Импульсы с детектора излучения обычно поступают в усили-
тель. Для передачи импульса без искажений первый каскад уси-
лителя (предусилителя) с высоким входным и низким выход-
Рис. 10. Блок-схема измерительной части радиометров
37
Рис. И. Интегрирующая ячейка с по-
следовательным fa) и параллельным (б)
включением регистрирующего прибора
ным сопротивлением (обычно катодный повторитель) помещают
в непосредственной, близости от детектора. Остальные каскады
могут размещаться на большем расстоянии.
Амплитуда импульсов от детектора может иметь широкий
спектр. Для устойчивой регистрации всех импульсов в схему
включают формирующий каскад (нормализатор). При поступле-
нии импульса на вход нормализатора па его выходе независимо
от формы и амплитуды входного импульса образуется импульс
прямоугольной формы со стандартной амплитудой и длитель-
ностью. Роль формирующего каскада обычно выполняет триггер
с одним устойчивым состоянием (ждущий мультивибратор).
Поскольку после нормализатора все импульсы имеют стан-
дартную форму, средний электрический ток, обусловленный
этими импульсами, пропорционален числу импульсов в единицу
времени, называемому также скоростью счета. Для сглажива-
ния пульсаций этого тока, т. е. преобразования отдельных им-
пульсов в постоянный ток, пропорциональный частоте поступле-
ния импульсов, служит интегрирующая ячейка (интегратор). Ток
с выхода интегратора пропорционален скорости счета и регист-
рируется стрелочным микроамперметром либо самописцем.
Интегрирующая ячейка представляет собой контур из парал-
лельно включенных конденсатора С и сопротивления R (рис. II).
При поступлении импульсов в ячейку происходит зарядка кон-
денсатора С. В то же время заряд с него непрерывно стекает
через сопротивление R. Через некоторое время после включения
прибора (или изменения скорости счета) достигается прибли-
женное равновесие между количеством заряда, приносимым од-
ним импульсом, и зарядом, стекающим через сопротивление за
среднее время между двумя импульсами: средний ток через со-
противление Д становится равным произведению скорости счета
па величину заряда одного импульса. В зависимости от внутрен-
него (входного) сопротивления регистрирующего прибора он
включается в схему последовательно с Д (см. рис. И, а) или
параллельно ему (см. рис. 11, б).
Наличие интегрирующей ячейки вносит инерцию в работу ра-
диометра. Колебания скорости счета за время, заметно меньшее,
чем постоянная времени ячейки тя = ДС (ее обычные значения
п~~ 10ft с), не сказываются на входном токе интеграторов. В то
же время при изменении скорости поступления импульсов на
вход ячейки изменение выходного тока происходит с некоторым
отставанием. Точнее, если скорость поступления импульсов ме-
няется скачком от 1\ до Zs — Zj-f- Д/, то показания прибора меня-
ются во времени t по закону
I = IL — ехр (—//тя)], (35)
3S
i д s
t
Рис. 1’1. Схема включения де-
катрона
Рис. 12 Крипыс интенсивности (скорости
счета) радиоактивных излучений, зарегист-
рированные при большом (а) и малом (б)
значениях постоянной времени интегрирую-
щей ячейки
т. е, приближаются к показаниям, соответствующим новой ско-
рости счета 12 за время около (3—5) тя.
Итак, с увеличением ту прибор становится менее чувстви-
тельным к кратковременным изменениям скорости счета. При
автоматической регистрации интенсивности благодаря этому ис-
ключается изрезанность диаграмм из-за мелких случайных флук-
туаций показаний (рис. 12, а). Однако слишком большое значе-
ние тя приводит к росту инерционных искажений диаграмм при
резких изменениях скорости счета (рис. 12, б). В большинстве
радиометров кроме регистрации с помощью токоизмерителытых
приборов предусматривается также счет импульсов специаль-
ными пересчетными приборами, имеющими электромеханические
(в старых приборах) или электронные счетчики, а также про-
слушивание телефоном.
Электромеханический счетчик (ЭМС) представляет собой со-
четание электромагнита с регистрирующим механизмом, снаб-
женным циферблатом и стрелками. При протекании импульса
тока через катушку электромагнита его якорь притягивается
к сердечнику и поворачивает на один зубец храповое колесо и
связанную с его осью стрелку (иногда циферблат относительно
неподвижной стрелки). Поскольку разрешающее время электро-
механических счетчиков невелико, они могут регистрировать не
более 50—100 имп/с. Для повышения разрешающей способности
ЭМС перед ними вводится пересчетная схема, на выходе которой
образуется один импульс на каждые k импульсов, поступающих
на вход схемы. Величина k, называемая коэффициентом пере-
счета, обычно составляет 2п или 10п.
Схема для = 2 —триггер с двумя устойчивыми состояни-
ями. Схема для /г~2п (п — целое число) представляет собой по-
следовательное соединение п таких триггеров (бинарных ячеек),
39
каждый из которых уменьшает число проходящих через него
частиц в 2 раза. Десятичная пересчетная схема состоит из четы-
рех бинарных ячеек, включенных последовательно. Их коэффи-
циент пересчета уменьшен с 16 до 10 за счет обратных связей.
Например, пусть сигналы с выхода четвертой ячейки поступают
сразу на вторую и третью ячейки. Предположим, что сначала
все четыре ячейки находятся в первом состоянии. После седь-
мого импульса ячейки 1—3 находятся уже во втором состоянии
(фиксируется двоичное число 0111), после восьмого — ячейки
1—3 возвращаются в исходное состояние, а четвертая ячейка
переходит во второе состояние (число 1000). Однако из-за обрат-
ных связей ячейки 2 и 3 после опрокидывания четвертой ячейки
опять переходят во второе состояние (число 1110), т. е. схема
искусственно запоминает число 14 вместо 8. После поступления
девятого и десятого импульсов, как и в обычной бинарной схеме
для k = 2, все ячейки оказываются в первом состоянии (0000),
а на выходе всей схемы появляется импульс. Последовательно
включая п схем рассмотренного типа, можно получить k = 10п.
В современных приборах с десятичным пересчетом индикацию ре-
зультатов чаще всего проводят с помощью пересчетных схем на
декатропах.
На рис. 13 приведены схемы включения декатропа. В начале
работы нажатием кнопки К (сброс) размыкают цепи всех де-
вяти штырьков индикаторного катода ИК. После этого тлеющий
разряд возможен только между анодом А и нулевым катодом
НК. Вокруг последнего возникает зона ионизированного газа,
частично охватывающая и ближайший штырек 1 переносящего
катода \ПК. Поэтому в дальнейшем при поступлении отрица-
тельного импульса из управляющего устройства У на катод
\ПК разряд возникает именно на этот штырек 1. Этот разряд
увеличивает ток через сопротивление £?1, уменьшает напряжение
на аноде, и нулевой катод перестает «гореть». На каждый им-
пульс, подлежащий счету, устройство У вырабатывает последо-
вательно два отрицательных импульса. Второй из них посту-
пает на катод 2ZZX, и тогда разряд со штырька 1 катода \ПК.
переходит на штырек 1 катода 2ПК, затем после окончания им-
пульса— на штырек 1 индикаторного катода, который при от-
сутствии импульсов находится под более отрицательным потен-
циалом, чем катод ПК. Этот разряда на штырек I катода НК
наблюдается в виде свечения и сохраняется до прихода следую-
щей пары импульсов с устройства У, которые аналогично опи-
санному переводят разряд на штырек 2 катода НК. После про-
хождения каждого десятого импульса вновь загорается катод
НК, возникающий при этом на сопротивлении К2 импульс на-
пряжения передается следующему декатрону, отсчитывающему
десятки импульсов. Последовательное включение п схем опи-
санного типа обеспечивает пересчет в 1071 раз.
В некоторых случаях между усилителем и формирующими
каскадами включается специальный блок — амплитудный ди-
40
гкримииатор, пропускающий лишь импульсы, амплитуда которых
превышает некоторый заданный уровень (порог). Введение ди-
скриминатора с регулируемым порогом позволяет пропускать
полезные сигналы, обусловленные попаданием ядерного излуче-
ния в счетчик, и задерживать небольшие шумовые импульсы,
возникающие в детекторах. Кроме того, использованием детек-
торов, выходные импульсы которых пропорциональны энергии
частиц, и изменением порога дискриминации добиваются реги-
страции лишь излучения с энергией, превышающей некоторую
величину. В качестве дискриминаторов используют специальные
триггеры с одним устойчивым состоянием (схема Шмидта) или
схемы с «подзапертыми» диодами.
Кроме описанных элементов каждый радиометр содержит об-
щий блок питания (батарея сухих элементов или выпрямители
переменного тока с электронным стабилизатором напряжения),
а также блока высоковольтного питания, вырабатывающий вы-
сокое стабилизированное напряжение для питания индикаторов
излучения. Такое напряжение обычно получается преобразова-
нием постоянного тока общего блока питания в переменный
с помощью релаксационных генераторов (блокипг-генераторов)
с повышающим трансформатором па выходе, последующего вы-
прямления кенотронами и стабилизирования с помощью стаби-
литронов.
§7. ГАЗОНАПОЛНЕННЫЕ ДЕТЕКТОРЫ ИЗЛУЧЕНИЯ
Один из методов регистрации ядерных излучений — ионизаци-
онный метод основал на измерении детекторами электри-
ческого заряда (тока), образующегося в газе при его иониза-
ции заряженной частицей. Такие детекторы называют газона-
полненными. Незаряженные частицы регистрируются благодаря
вторичным заряженным частицам, образующимся в различных
реакциях: поглощения у-квантов с образованием электронов и
поглощения нейтронов в реакциях (п, а), (п, р).
Конструктивно газонаполненные детекторы представляют со-
бой наполненные газом баллоны с двумя электродами. В каче-
стве одного из них обычно выступает сам металлический (или
металлизированный стеклянный) баллон. Для собирания элект-
ронов и ионов из газа на электроды между ними подается элек-
трическое напряжение. При отсутствии ионизирующих излуче-
ний газ является изолятором, тока между электродами нет. При
прохождении заряженной частицы происходит ионизация моле-
кул газа, он становится проводником и в цепи детектора (рис. И)
появляется ток. Режим работы газонаполненного детектора за-
висит от напряжения и расстояния между электродами, от формы
последних, точнее, от величины и распределения напряженно-
сти электрического поля в рабочем объеме.
Рассмотрим сначала зависимость ионизационного тока ь от
напряжения U между электродами при измененной геометрии
41
Рис. 14. Схема работы газо-
наполненного детектора излу-
чений:
/ — об'ьсм камеры, за полисе:е>ой i’fi-
зом; 2—анод; С—катод; 4 — ис-
точник ЕЕКПрЯЖОИНЯ; 5 — прибор
для измерения тока камеры; б~
изоляторы
Рис. 15. Вольтампсрная характе-
ристика газонаполненных индика-
торов.
Области: I — роком б и it а ции, 7/ на-
сыщения. Ill — ПрОЕЕОрЦПОНаЛЕ,ПОСТИ,
IV — ограниченной пропорционально-
сти, V— Гейгера, VI — самопроиз-
вольного разряда; частица: I —
с большой энергией, 2 — с малой
энергией
последних и постоянной интенсивности излучения, взаимодейст-
вующего с детектором (рис. 15). При очень малом U скорость
ионов и электронов мала; значительная их часть успевает ре-
комбинироваться, т. е. воссоединиться в нейтральные молекулы,
не доходя до электродов (см. рис. 15, область 7). С увеличением
U скорость ионов растет, потери на рекомбинацию уменьша-
ются, Участок II на рис, 15 соответствует области напряжений,
при которых практически все ионы достигают электродов. Иони-
зационный ток в этой области, почти не зависящий от измене-
ния U, называют током насыщения. Огч равен общему заряду
электронов и ионов, образующихся в единицу времени. Индика-
торы, работающие в области насыщения, называют ионизацион-
ными камерами.
Рост тока с увеличением напряжения в области III связан
с возрастанием напряженности поля до таких значений, при ко-
торых электроны между двумя соударениями с молекулами ус-
певают набрать энергию, достаточную для их ионизации,— про-
исходит вторичная ионизация. Вторичные электроны вместе
с первичными в следующих столкновениях ионизируют другие
молекулы и т. д. — возникает лавинообразное размножение за-
рядов. Это явление, называемое газовым усилением, характери-
зуется коэффициентом газового усиления /<, равным отношению
заряда, собираемого на электродах, к первичному заряду. Ко-
эффициент К зависит от U. В области насыщения тока /<=1,
а с увеличением напряжения К растет до 103—104 и более. До
некоторого напряжения U,>, К не зависит от первичного заряда.
42
Поэтому общий заряд от Одной заряженной ядерной частицы
пропорционален первичному заряду. Эта область напряжений на-
зывается областью пропорциональности, а соответствующий ин-
дикатор— пропорциональным счетчиком. Поскольку часто пер-
вичный заряд пропорционален энергии регистрируемой частицы,
то и импульс тока на выходе пропорционального счетчика ока-
зывается пропорциональным этой энергии. Поэтому пропорцио-
нальный счетчик позволяет проводить спектрометрию — анализ
частиц по энергиям.
В области ограниченной пропорциональности IV пропорцио-
нальность между импульсом тока и первичным зарядом (с энер-
гией частицы) нарушается: чем больше первичный заряд, тем
меньше К. Наконец, в области V ток вовсе не зависит от интен-
сивности первичной ионизации. Здесь для возникновения мощного
газового разряда достаточно появиться в детекторе хотя бы од-
ной ионной паре. Область V (б^-С П< (Д), где импульс тока на
выходе индикатора зависит лишь от напряжения на нем, но не
зависит от первичного заряда (и энергии регистрируемой ядер-
ной частицы), называют областью Гейгера—Мюллера, а инди-
катор, работающий в таком режиме,.— счетчиком Гейгера—Мюл-
лера. При дальнейшем увеличении напряжения (область VI) на-
блюдается пробой газа — самостоятельный газовый разряд, воз-
никающий даже без излучения благодаря вырыванию мощным
электрическим полем электронов из металла электродов.
Хотя, в принципе, один и тот же индикатор в зависимости от
напряжения может работать в различных режимах, однако прак-
тически это нецелесообразно. В зависимости от типа индикатора
рациональны различные конструктивные решения.
Ионизационные камеры в ядерной геологии и геофизике ис-
пользуют в основном для регистрации а-частиц. Распространены
цилиндрические камеры с размерами около длины пробега а-ча-
стицы в газе (примерно 10 см при нормальном давлении). Ти-
пичная цилиндрическая камера состоит (рис. 16) из корпуса
4 — полого герметичного цилиндра, служащего одновременно ка-
тодом, и металлического стержня — собирающего электрода
(анода) 5, электрически изолированного от цилиндра. Для ис-
ключения токов утечки через изолятор 2 посередине последнего
часто имеется охранное кольцо 3. При измерениях по схеме
рис. 16 напряжение между собирающим электродом и охранным
кольцом близко к нулю, поэтому основная часть токов утечки
протекает от охранного кольца к корпусу, минуя токоизмери-
тельное устройство 1.
С помощью ионизационных камер можно определять сред-
ний ток от действия большого числа частиц или же раздельно
регистрировать импульсы от каждой частицы, прошедшей через
камеру. В первом случае говорят об интегральной ионизацион-
ной камере, во втором — об импульсной. Последняя определяет
не только число частиц, прошедших через камеру, но и их
распределение по амплитуде. Однако для регистрации каждой
43
Рис. 16. Цилинд-
рическая иониза-
ционная камера:
I - токоизмери-
тельное устройство
^микроемпермет!)):
2 - изолятор; 5 —
охранное кольцо;
4 - корпус (катод);
5 - саб!! и: но 11 и i it
олскгрод (л под)
Рис. 17. Схема включения (и)
и устрийс'гво (б) цилиЕЮрических
счетчиков:
/ - - анод; 2 — катод; 3 — изолятор; 4 —
стеклянный баллон; 5 — электрический
ныеод катода
частицы импульсной камерой требуется весьма большое уси-
ление.
Использование импульсных камер для счета легких частиц
(электронов, позитронов) неэффективно, поскольку они обеспе-
чивают малую плотность ионизации. Для импульсных камер
(так же как и для рассмотренных пропорциональных счетчиков
и счетчиков Гейгера—А^юллера) важной характеристикой явля-
ется эффективность, равная отношению числа частиц, зареги-
стрированных детектором, к полному числу частиц, попадающих
в объем детектора. Эффективность камер около 100 %. Для всех
детекторов, работающих в импульсном режиме, еще одной ха-
рактеристикой является разрешающее время Д, равное мини-
мальному времени, через которое схема восстанавливается по-
сле регистрации частиц и готова к регистрации новой частицы.
Счетчики Гейгера—Мюллера обладают высоким газовым уси-
лением (в отдельных случаях до 1010) и обеспечивают высокую
амплитуду выходного импульса (единицы и даже десятки вольт).
Это упрощает схему усиления импульсов, а иногда делает ее из-
лишней и обеспечивает счетчикам Гейгера—Мюллера широкое
применение при регистрации у-квантов, а- и р-частиц. Конструк-
цию счетчиков Гейгера—ААюллера выбирают такой, чтобы при
сравнительно небольших размерах и напряжениях на электро-
дах получить высокий коэффициент газового усиления. Для этого
применяют' цилиндрические счетчики с очень топким анодом. Та-
кой счетчик состоит (рис. 17) из катода -корпуса, по оси кото-
44
рого натянута металлическая проволока — собирающий элект-
род.
Напряженность й’ электрического ноля между электродами
в цилиндрическом счетчике меняется обратно пропорционально
расстоянию г от его оси
где f'<.\ — радиусы катода и анода соответственно; U— напря-
жение на счетчике.
В небольшом объеме вокруг нити анода, называемом крити-
ческим, напряженность ноля становится достаточной для ла-
винообразной вторичной ионизации. Выбирая анод достаточно
топким, можно создать критическую область и большое газовое
усиление при умеренном U. Напряжение питания счетчиков Гей-
гера обычно не превышает 1СР В, а у некоторых типов (галоген-
ных) даже 250—400 В.
За время сбора электронов на аноде (около 10~7 с) тяжелые
положительные ионы успевают уйти в направлении катода на
очень малое расстояние. Чехол положительных зарядов вокруг
анода ослабляет напряженность ноля вблизи последнего. Если
в это время пролетит новая заряженная частица, то в критиче-
ском объеме не будет происходить газового усиления зарядов и
эта частица не будет зарегистрирована счетчиком. Время (/м~
^Ю-4 с), в течение которого невозможно газовое усиление, на-
зывается мертвым временем счетчика. Через время, несколько
большее /м, все ионы достигают катода и счетчика полностью
восстанавливает свои свойства. Однако при нейтрализации ио-
нов па катоде образуются возбужденные атомы и ультрафиоле-
товое излучение, способное вырвать фотоэлектроны из металла
и начать новый разряд в счетчике. Чтобы исключить эти вторич-
ные разряды, не связанные с попаданием в счетчик новой ядер-
ной частицы, чаще всего применяют так называемую систему са-
могашения счетчика.
В соответствуют,их счетчиках, называемых самогасящимися,
к основному газу счетчика (гелий, аргон и др.) добавляют не-
большое количество (не более 1020 молекул на весь счетчик)
многоатомного газа (пары спиртов и т. д.) или галогенов. Мно-
гоатомные газы (и галогены) хорошо поглощают ультрафиоле-
товое излучение. При столкновении с ионом основного газа счет-
чика молекула многоатомного газа легко отдает ему электрон и
нейтрализует его. В результате к катоду подходят уже ионы га-
сящего вещества, которые, вырывая электрон из катода, также
возбуждаются, но возбуждение в них, за редким исключением,
снимается не путем высвечивания фотонов, а в результате дис-
социации молекулы на составные атомы.
Поскольку при каждом разряде счетчика диссоциирует 1010
молекул, счетчики с многоатомными гасящими веществами не-
долговечны, могут регистрировать не более К)10 разрядов. Лишь
45
Рис. 18.
Гейгсрл
Счетная характеристика счсттикой
Л\ ю.ълера
Рис. 19. Зависимость эффективности е газо-
иaiео;);!СП 1 наX саетч'жоЕ} от энергии -у-кнаита
(и) и от тплцнны като/:;! О'Д
в галогенных счетчиках срок службы гораздо больше, поскольку
два атома галогена, образующиеся при диссоциации его моле-
кулы, в дальнейшем могут соединиться в молекулу, постоянно
восстанавливая таким образом количество гасящего газа.
Одной из основных характеристик счетчика Гейгера явля-
ется счетная характеристика (рис. 18), показывающая зависи-
мость скорости счета импульсов от напряжения между электро-
дами при постоянной интенсивности излучения. До напряжения
U] счетчик работает в области ограниченной пропорционально-
сти, Амплитуда импульсов различна благодаря различию в энер-
гии частиц и в их пути в рабочем объеме счетчика. Поскольку
любая регистрирующая схема имеет некоторый порог, регистри-
руются лишь импульсы, имеющие амплитуду выше этого порога.
В области Гейгера все частицы регистрируются, поскольку они
образуют одинаковые импульсы. В некоторой области напряже-
ний Ui<U<U2, называемой плато счетчика, скорость счета по-
чти не зависит от напряжения.
Протяженность плато достигает нескольких сотен вольт. Если
рабочее напряжение выбрать в середине плато, то скорость счета
не зависит от изменения напряжения в несколько десятков вольт.
Это наряду с большой амплитудой импульсов позволяет созда-
вать на основе счетчиков Гейгера простые и падежные радио-
метры.
Единственным недостатком счетчиков Гейгера является их
малая чувствительность к у-кваптам. Поглощение у-квантов про-
исходит в основном в корпусе счетчика, в результате чего обра-
зуются быстрые электроны (фотоэффект1 и комп гон-эффект) или
46
пара электрон—позитрон. Чтобы эти частицы могли попасть
внутрь счетчика и зарегистрироваться, толщина стенки должна
быть по более нескольких миллиметров. При такой малой тол-
щине стенок вероятность поглощения в них у-квантов оказыва-
ется не более I—2 %. При постоянной толщине катода эффек-
тивность счетчика при энергии более нескольких десятых мега-
электрон-вольт растет с увеличением энергии у-кванта (рис. 19).
Однако при очень малой энергии наблюдается обратная картина,
особенно резко выраженная для счетчиков с тяжелым катодом
(см. рис. 19, а, кривая для счетчиков ВС-4 с вольфрамовым ка-
тодом). Увеличение эффективности для них в области £?<бО,6МэВ
связано с резким ростом поглощения квантов благодаря фото-
эффекту. На рис. 19 видно, что в области 0,7—0,8 МэВ эффек-
тивность всех типов счетчиков примерно одинакова. При 0,7 МэВ
эффективность счетчиков с тяжелым катодом (ВС) значительно
выше, чем для счетчиков с алюминиевым (АС), графитовым
(ГС), стальным (СТС) и медным (МС) катодами.
Вероятность регистрации а- и р-часгид при условии их попа-
дания в рабочий объем счетчика практически составляет 100 %.
Эффективность их регистрации ограничивается лишь поглоще-
нием в стенках счетчика. Для повышения эффективности регист-
рации боковую стенку цилиндрических счетчиков p-излучения де-
лают из тонкой алюминиевой или стальной фольги. Кроме того,
для регистрации а- и [3-частиц изготавливают так называемые
торцовые счетчики с большим диаметром и топким окошком (из
слюды, тефлоновой пленки и т. д.) в одном из торцов счетчика.
Импульсы на выходе пропорциональных счетчиков менее мощ-
ные, чем у счетчиков Гейгера, но в 10й—104 раз мощнее, чем
у импульсных камер. Поэтому для них необходимы более про-
стые схемы усиления, чем для импульсных ионизационных камер.
Конструктивно пропорциональные счетчики подобны счетчикам
Гейгера —Мюллера, но отличаются меньшей напряженностью
поля в критической области. Преимущество этих счетчиков —
пропорциональность импульса первичному заряду, что позволяет
определять тип частиц и их энергетический спектр, а недоста-
ток'— малая амплитуда импульса и ее зависимость от напряже-
ния питания.
Для изучения энергетического спектра у-квантов, а- и части-
чно |3-частиц в ядерпой геофизике используют сцинтилляцион-
ные счетчики (см. § 8), а пропорциональные счетчики для этого
нс пользуются редко. Однако последние широко применяются для
регистрации медленных нейтронов. Такие счетчики заполняются
газом, хорошо поглощающим нейтроны: 3Не или В1Д. При по-
глощении нейтрона этими веществами по реакции йНе (и, р) и
10В (/г, а) образуются быстрые протоны и а-частицы с энергией
в песколысо мегаэлектрон-вольт.
Пробег тяжелых частиц почти полностью укладывается в объ-
еме счетчиков, и они образуют относительно мощный импульс па
выходе счетчика. В то же время электроны и позитроны, выби-
47
ваемые из материалов счетчика у-квантамн, имеют малую плот-
ность ионизации и образуют импульсы тока небольшого значе-
ния. Применяя пороговую дискриминацию, легко отсечь им-
пульсы от у-квантов и регистрировать одни только нейтроны
даже при наличии интенсивного поля у-квантов.
Эффективность таких счетчиков нейтронов зависит от их раз-
мера и макроскопического сечения поглощения газа. Для повы-
шения последнего счетчика заполняют газом под относительно
большим давлением, а в счетчиках с BF3 используют бор, обо-
гащенный до 80—90 % изотопом 10В, который и поглощает нейт-
роны с образованием а-частицы (в естественном боре содержится
20 % 10В). Эффективность распространенных счетчиков нейтро-
нов для тепловых нейтронов составляет несколько десятков про-
центов. При необходимости регистрации лишь надтепловых нейт-
ронов счетчики медленных нейтронов окружают чехлом из кад-
мия, имеющего высокое сечение поглощения для тепловых и
относительно небольшое для надтепловых нейтронов. Такой чехол
толщиной I мм пропускает в счетчик лишь нейтроны с энергией
более 0.3—0,5 эВ.
Электрическая схема подключения пропорциональных счет-
чиков и счетчиков Гейгера к усилителю приведена на рис. 17.
Электроны, образованные в результате первичной и вторичной
ионизации, собираясь па аноде счетчика, вызывает на нем от-
рицательный импульс напряжения. Последний через разъедини-
тельную емкость С подастся на вход усилителя.
§ 8. СЦИНТИЛЛЯЦИОННЫЕ СЧЕТЧИКИ
В сцинтилляционном счетчике регистрация заряженной ча-
стицы связана с возбуждением атомов и молекул вдоль ее траек-
тории. Возбужденные атомы, живущие короткое время, перехо-
дят в основное состояние, испуская электромагнитное излуче-
ние. У ряда прозрачных веществ, называемых фосфорами или
люминофорами, часть спектра этого излучения приходится на
световую область. Прохождение заряженной частицы через та-
кое вещество вызывает вспышку света. Для увеличения выхода
света и уменьшения его поглощения в фосфоре в последний до-
бавляют так называемые активаторы. Вид активатора указы-
вают в скобках после обозначения фосфора. Например, кристалл
Nal, активированный таллием, обозначают Nal(TI).
Итак, попадание быстрой заряженной частицы в фосфор вы-
зывает световую вспышку — сцинтилляцию. Последняя преобра-
зуется в электрический импульс и усиливается в 105- Ю6 раз фо-
тоэлектрическим умножителем (ФЭУ). Подобное сочетание двух
элементов — фосфора и ФЭУ—используют в сцинтилляционных
счетчиках, (рис. 20).
Регистрация у-квантов в сцинтилляционном счетчике происхо-
дит благодаря вторичным электронам и позитронам, образую-
щимся при пог.’ютп.еш-ш у-квантов фосфором. Поскольку фос-
48
Рие. 20. Принципиальная схема сцинтил-
ляционного счетчика;
1 — люминофор; 2 - корпус; 3 — отражатель;
4 — фотоны; .5 — корпус ФЭУ; С — фотокатод;
7фокусирующий динод; S — дшюде>|; — со-
бирающий члоктрод (анод); A?,— Rn - делитель
напряжения; 7?—анодная нагрузка; С—раз-
дел нт'сл ыI а я емкость
Рис. 21. Зависимость эффективности фос-
фора Nal('TI) от энергии у-излучепия.
Диаметр и нысита люминофора, мм: / — 30X20,
2 — ЫХЛ). 3 — 60X10. 4 — 80X8(1, 5— 120X120,
6- 20(1X200
форы обладают хорошей оптической прозрачностью, обеспечи-
вающей сбор света на фотокатод ФЭУ со значительного объема
фосфора, для регистрации у-квантов можно применять фосфоры
большой толщины. Это обеспечивает высокую эффективность
регистрации у-кваптов сцинтилляционным счетчиком, на поря-
док и более превышающую эффективность газонаполненных
счетчиков (рис, 21).
А. Фосфоры. Важной характеристикой фосфоров является эф-
фективность регистрации излучения, которая определяется плот-
ностью б, эффективным атомным номером Za(p фосфора и его раз-
мерами. Эффективность для параллельного пучка частиц
(36)
т. с. она увеличивается с ростом плотности Л, эффективного атом-
ного номера (массового коэффициента поглощения цт) и
размера фосфора в направлении пучка d.
Иногда важна также зависимость выхода света от энергии
частиц. Для большинства фосфоров эта зависимость при регист-
рации [5-частиц и у-кваптов линейна. Это наряду с линейностью
характеристики ФЭУ позволяет по амплитуде импульса па вы-
ходе счетчика судить об энергии регистрируемых частиц, т. е,
провсщить спектральный анализ излучения.. Такой пропорцио-
нальности между энергией частицы и световым выходом для тя-
желых частиц не наблюдается.
49
Таблица 6. Характеристика некоторых фосфоров
Фосфор Плотность, г/см® Средняя ли- КЙЯ волны испускаемо- го света, им Время вы- свечивания , ।
Nal(Tl) 3,67 410 2,5-10"?
ZnS(Ag) 4,10 450 Ю-5
Антрацен 1,25 440 2,7- Ю-s
Терфенил в по- 1,10 390—430 5-10-э
листироле
Рис. 22. Схема контейнеров
некоторых типов люминофо-
ров:
а — схема гер.метизации кристал-
лов Nal(Tl): / — крышка, —
алюминиевый корпус, 3 — отража-
тель из оксида магния, 4 -
стекло, 5 — фосфор Nal(Tl); б —
сцинтилляционная камера для
регистрации й-из.лучеиия эмана-
ций: / — корпус, 2 — тонкий
слой ZnS(Ag), 3 — воздух; в~
люминофоры типа ЛДНМ для ре
гистрации тепловых нейтроноп
(со снятой упаковкой): f—лю-
минофор, 2 — светопровод
В радиометрической аппаратуре в основном используют сле-
дующие виды фосфоров.
Неорганические монокристаллы, особенно Nal(Tl) и частично
CsI(Tl), являются наиболее распространенными фосфорами для
регистрации у-квантов. Их преимущество — высокая эффектив-
ность, обусловленная высокой плотностью и большим 2эф
(табл. 6). Преимуществом Nal является также высокое энерге-
тическое разрешение, определенным недостатком — высокая ги-
гроскопичность, приводящая к помутнению кристаллов при по-
падании влаги. Поэтому кристаллы упаковывают в герметичные
контейнеры (рис. 22, а).
Для регистрации ct-лучей применяют чаще всего кристаллы
ZnS(Ag),a для регистрации тепловых нейтронов — его смесь с бор-
ной кислотой. При поглощении нейтрона 10В образуются «-частицы,
вызывающие сцинтилляцию в ZnS (Ag). Поскольку такая смесь
малопрозрачна, сцинтиллятор обычно изготавливают в виде тон-
ких слоев с большой удельной поверхностью (рис. 22, б).
Реже для регистрации медленных нейтронов используют мо-
нокристаллы Lil (иногда литиевые стекла). Регистрация обус-
ловлена реакцией 6Li (и, а).
Органические монокристаллы стильбена, антрацена и других
веществ применяют для регистрации заряженных частиц и бы-
стрых нейтронов по прогонам отдачи. Их преимущество — малое
разрешающее время (время высвечивания). Однако из-за малой
плотности для регистрации у-квантов их почти не используют.
Растворы органических и неорганических веществ в органи-
50
ческих жидкостях позволяют создавать весьма большие детек-
торы и находят применение в радиометрах высокой чувствитель-
ности, например, иногда в аэрогамма-радиометрах. Примером
таких фосфоров служат растворы терфенила в ксилоле и метил-
бората в толуоле. Твердые растворы органических веществ
в пластмассах (например, терфенила в полистироле) можно из-
готовлять больших объемов и любой формы и использовать для
регистрации у-излучепия и быстрых нейтронов (по протонам от-
дачи). Для регистрации заряженных частиц применяют обычно
твердые фосфоры без упаковки, а фосфоры для регистрации
у-излучсння и нейтронов, как правило (а жидкие фосфоры обяза-
тельно), размещают в контейнерах.
Б. Фотоэлектронные умножители состоят из фотокатода, ум-
ножающих электродов (динодов) и анода (см. рис. 20). Потен-
циал каждого последующего электрода на некоторую величину
(около 10 В) превышает потенциал предыдущего, что обеспечи-
вает ускорение электронов между ними. Фотоны, поступающие
из фосфора на фотокатод, выбивают из него несколько десят-
ков или сотен электронов, которые фокусируются и ускоряются
электрическим полем и бомбардируют первый динод. При тор-
можении в диноде каждый ускоренный электрон выбивает до
5—10 вторичных электронов. Такой процесс, повторяясь на каж-
дом последующем диноде, обеспечивает умножение электронов
до многих миллионов раз.
Сцинтилляционные счетчики в ядерной геологии и геофизике
используют для регистрации у-квантов, реже нейтронов и р-ча-
стиц. При регистрации тяжелых заряженных частиц возникает
трудность с обеспечением их ввода в фосфор. Поэтому для ре-
гистрации а-частиц чаще всего используют ионизационные ка-
меры или торцовые счетчики. Лишь для регистрации «-активно-
сти эманаций широко применяют сцинтилляционную камеру,
внутренние стенки которой покрыты ZnS (Ag) (см. рис. 22, б).
Из-за термоэлектронной эмиссии фотокатода и первых дино-
дов на выходе даже полностью затемненного ФЭУ возникает не-
который темновой ток, создающий небольшие фоновые импульсы.
Для их отсечения в схему регистрации вводят дискриминаторы.
Особенности использования сцинтилляционных счетчиков
для спектрометрии у-излучения
При регистрации у-квантов сцинтилляционным счетчиком ам-
плитуда импульса на его выходе пропорциональна энергии элект-
рона и позитрона, образовавшихся при взаимодействии кванта
с сцинтиллятором. Если при фотоэффекте энергия фотоэлектрона
равна энергии кванта (за вычетом небольшой величины — энер-
гии связи 76-электрона), то электрону при комптоновском рассея-
нии и паре электрон—позитрон в эффекте образования пар пе-
редается лишь часть энергии кванта. При комптоп-эффекте в за-
висимости от угла рассеяния у-кванта энергия электрона может
51
Рис. 23. Упрощенная схема распре-
деления энергии вторичных электро-
нов в люминофоре, при фотоэффекте
(а), комптоновском рассеянии (б) и
образовании пар (&).
Л'—число импульсов; £вт—энергия вто-
ричных электронов
Рис. 24. Аппаратурный спектр у-из-
.пучения й4Ма, содержащий линии
с энергией 1,38 и 2,76 МэВ
меняться в широких пределах (рис. 23), а при эффекте образо-
вания пар — кинетическая энергия пары на 1,02 МэВ меньше,
чем энергия кванта.
В результате спектр энергии вторичных частиц, образован-
ных в сцинтилляторе монохроматическим пучком у-квантов,
имеет сложный вид (см. рис. 23). Появление дополнительных
линий Еу~ 0,51 МэВ и Еу при эффекте образования пар обус-
ловлено тем, что в ряде случаев один или даже оба у-кванта
с энергией 0,51 МэВ, образующихся при аннигиляции позитрона,
поглощаются в сцинтилляторе в результате фотоэффекта и
вспышка от этих фотоэлектродов сливается со вспышкой от пер-
вичной пары электрон—позитрон. Максимальная энергия ком-
птоновского электрона
к шах
= Е¥(1 + тосЧЕуУл.
Реальное амплитудное распределение импульсов на выходе
ФЭУ более расплывчатое, чем спектр электронов на рис. 23
из-за статистического характера процессов в фосфоре и ФЭУ.
Оно не дискретное, а непрерывное. Типичный аппаратурный
спектр изотопа 24Na (Ev= 1,38 и 2,76 МэВ) приведен на рис. 24.
Для линии 1,38 МэВ вклад эффекта образования пар ничтожен
и соответствующие пики почти незаметны, образуется лишь пик
1,38 МэВ, обусловленный фотоэффектом, а также менее четкий
комптоновский пик с энергией 1,17 МэВ. Для линии 2,76 МэВ
наблюдаются три пика с энергиями 1,74, 2,25 и 2,76 МэВ. Два
первых пика обязаны эффекту образования пар, а последний
52
пик (2,76 МэВ) трем процессам: фотоэффекту, эффекту образо-
вания пар, сопровождающемуся поглощением обоих квантов ан-
нигиляции; комптон-эффекту, когда рассеянный квант также
поглощается фосфором в результате фотоэффекта. Во всех трех
процессах в световую энергию превращается вся энергия кванта.
Поэтому этот пик называют пиком полного поглощения.
Форма пика полного поглощения близка к гауссовой кривой.
Отношение т\=АЕ/Е полуширины пика А£ на половине его вы-
соты к средней энергии Е называют амплитудным разрешением
счетчика. Чем меньше ц, тем лучше спектрометр. Значение
т» обычно растет с уменьшением энергии и для хороших сцин-
тилляционных спектрометров при £^ = 1,33 МэВ (В0Со) состав-
ляет 6 %.
Сцинтилляционные счетчики обеспечивают гораздо большую
эффективность регистрации у-квантов (до 30—50 °/о и более),
чем газоразрядные, и дают возможность изучения спектрального
состава излучения. К преимуществам сцинтилляционных счет-
чиков относится также более низкий уровень их собственного и
космического фона. Однако сцинтилляционные счетчики более
сложны и требуют более квалифицированного обслуживания,
чем разрядные. Это обусловлено большим влиянием темпера-
туры на световыход фосфоров, несравненно более высокими тре-
бованиями к стабилизации источника питания, а также более
сильным изменением характеристик сцинтилляционных счетчи-
ков во времени.
§9. полупроводниковые СЧЕТЧИКИ
В твердых телах, как и в газах, энергия заряженных частиц
расходуется на ионизацию и возбуждение атомов, причем про-
бег частиц в пих в 103 раз меньше, чем в газе, а плотность иони-
зации соответственно выше. Поэтому возможно резкое уменьше-
ние размеров ионизационных камер при сохранении или даже
увеличении их эффективности путем замены газа в камере твер-
дым наполнителем. Основной проблемой при этом является вы-
бор твердых тел с подходящей электропроводностью. Перспек-
тивным оказалось создание детекторов на основе полупроводни-
ковых материалов.
Для использования полупроводника в качестве детектора ио-
низирующего излучения в нем создают р—п переход, обладаю-
щий большим удельным сопротивлением. Пусть имеются две
пластины полупроводника; одна с электронной, а другая с ды-
рочной проводимостью, например, ц-германия и р-германия.
Если эти пластинки привести в тесное соприкосновение, то в ме-
стах их соприкосновения начнется диффузия электронов из п-
германия в р-германий. Они нейтрализуют часть дырок в тон-
ком граничном слое р-германия и заряжают его отрицательно.
Аналогично тонкий граничный слой n-полупроводника заряжа-
ется положительно. В результате создается переход, препятст-
53
вующий дальнейшей диффузии носителей заряда. Такой переход
обладает свойствами диода. Если присоединить п-полупровод-
пик к катоду, а р-полупроводник к аноду, то через переход те-
чет ток, а при обратной полярности толщина р—п слоя растет и
система не проводит тока.
При подаче напряжения в запорном направлении основное па-
дение потенциала происходит в р~п слое и он ведет себя как кон-
денсатор или ионизационная камера. При прохождении ионизи-
рующей частицы через запорный слой в нем происходит иониза-
ция и образуются свободные носители заряда. Они под действием
поля дрейфуют к соответствующим электродам, так как практи-
чески все поле в счетчике сосредоточено в области р—п перехода
и время собирания зарядов равно времени, необходимому для про-
хождения только этого слоя. Поскольку толщина последнего лишь
10-2—10 мм, полупроводниковые счетчики обладают малым раз-
решающим временем (10-7—10-9 с).
Затрата энергии на образование пары электрон—дырка в гер-
мании и кремнии (3 эВ) в 10 раз меньше, чем для воздуха; а им-
пульс тока на порядок выше, чем в газонаполненной камере. Это
наряду с меньшей продолжительностью импульса обеспечивает его
относительно высокую амплитуду, достигающую 2 мВ на 1 МэВ
энергии частиц.
Амплитуда импульса пропорциональна числу носителей за-
ряда, образованных частицей, а следовательно, ее энергии, если
весь ее пробег укладывается в пределах р—п перехода. Поскольку
наибольший пробег среди заряженных частиц имеют электроны
(примерно 1 мм на каждый мегаэлектрон-вольт энергии), для
спектрометрии электронов и у-квантов необходимы детекторы
с толщиной перехода не менее нескольких миллиметров. Увеличе-
ние толщины слоя для у-квантов необходимо также для повы-
шения эффективности регистрации. Для регистрации и спектро-
метрии тяжелых частиц достаточна толщина р—п перехода
10 мкм.
Полупроводниковые детекторы подразделяются на поверхност-
но-барверные, диффузные и с р—п переходом. Рассмотрим
лишь первые, получившие широкое применение для регистрации
тяжелых частиц, и последние, используемые для регистрации
у-квантов.
Поверхностно-барьерные детекторы обычно изготовляют на ос-
нове пластинки n-полупроводника. Для создания электрического
контакта на одну из ее плоскостей наносится слой никеля. В ат-
мосфере воздуха тонкий слой на второй стороне пластинки окис-
ляется и приобретает свойства р-полупроводника: возникает р—п
переход. На эту поверхность для электрического контакта с р-по-
лупроводником напыляют тонкий слой золота (рис. 25,а). Тол-
щина чувствительного слоя в р—п переходе (несколько микро-
метров) достаточна для спектрометрии тяжелых частиц. Слой зо-
лота на поверхности должен быть тонким, чтобы через него сво-
бодно проходили регистрируемые ядерные частицы.
54
Рис. 25. Полупроводниковые детекторы:
а — поверхносгно-барьерный: t — п-кремний,
2 — тонкий слой золота; 3, 4 — электри-
ческие контакты; б — с р—1~п переходом
Детекторы с р—i—n переходом имеют большую толщину чув-
ствительного слоя, необходимую для регистрации р-частиц и
у-квантов, которую получают внедрением в один из торцов
р-полупроводника лития, обладающего высоким коэффициентом
диффузии. Таким образом создают три слоя (рис. 25,6). В слое I,
куда не проникли атомы лития, сохраняется р-проводимость. Тон-
кий слон III с преобладанием донора (лития) приобретает свой-
ства n-полупроводника. Наконец, в промежуточном слое II кон-
центрации доноров и акцепторов равны. Этой слой, не имеющий
примесной проводимости и обладающий высоким удельным сопро-
тивлением, называют /-слоем. Толщину i-слоя в отдельных слу-
чаях удается довести до 8 мм, что достаточно для получения хо-
рошего энергетического разрешения и неплохой эффективности
для у-лучей: 0,7 и 0,2 % для у-квантов с энергией соответственно
0,663 и 1,333 МэВ. Уже созданы детекторы с чувствительным объ-
емом до Юн см3, т. е. сравнимым с объемом сцинтилляторов,
имеющие эффективность до 10 %.
Полупроводниковые детекторы отличаются экономичностью пи-
тания, компактностью, нечувствительностью (в отличие от ФЭУ)
к магнитному полю, а также амплитудным разрешением в 20—
30 раз лучшим, чем у сцинтилляционных счетчиков. Чтобы повы-
сить эффективность регистрации и долю фотопика в аппаратур-
ном спектре, /-слой должен иметь высокий атомный номер Z. По-
этому р—/—п-детекторы для у-излучения изготовляют обычно на
базе германия с Z-32. Однако их широкое применение ограничи-
вается необходимостью охлаждения. При комнатной температуре
собственный (темновой) ток детекторов столь велик, что регист-
рация на его фоне импульсов от ядерных излучений невозможна,
поэтому детектор охлаждают жидким азотом. Более того, его и
между измерениями необходимо хранить при температуре
жидкого азота. Лишь детекторы из сверхчистого германия, тре-
бующие охлаждения в процессе работы, могут храниться при
комнатной температуре.
Охлаждение жидким азотом детекторов в скважинных прибо-
рах создает проблему удаления испарившегося азота. В скважи-
нах, заполненных жидкостью, закрытие системы охлаждения при-
бора азотом могут работать 6—8 ч, а открытые (с выпуском газа
в скважину), применяемые в сухих скважинах, — до 20 ч. Время
работы несколько выше при использовании твердого азота и осо-
бенно твердого пропана, лучше в смеси с другими углеводородами,
что снижает критическое давление и позволяет обходиться без
выпуска наружу испарившегося хладоагента. Разработаны
и более теплостойкие детекторы на базе Si, активированного ли-
тием, для охлаждения которых достаточно теплоэлектрических хо-
лодильников. Созданы детекторы на базе теллурида кадмия и
йодида ртути, работающие при комнатной температуре.
§ 10. РАДИОМЕТРЫ ДЛЯ ИНТЕГРАЛЬНЫХ ИЗМЕРЕНИИ
РАДИОАКТИВНОСТИ
По условиям использования и назначению радиометры под-
разделяют на лабораторные (стационарные), пешеходные, авто-
мобильные, авиационные, скважинные (каротажные), рудничные
и т. д. По каждому из этих классов выпускают значительное чи-
сло различных марок приборов, различающихся чувствитель-
ностью, массой, способом регистрации и т. д. Рассмотрим особен-
ности различных классов и несколько типичных марок радио-
метров.
Лабораторные радиометры должны обладать высокими чув-
ствительностью и стабильностью. Требования к габаритам, массе
и потребляемой энергии для них не слишком жесткие. Обычно они
имеют вид комплексных установок с набором датчиков для ре-
гистрации а-,' р- и у-излучения. Лабораторные радиометры могут
быть легко собраны также из отдельных блоков (датчики, источ-
ники питания, пересчетная схема и т. д.), выпускаемых промыш-
ленностью. Для измерения а-, р и ^--активности образцов горных
пород промышленность страны выпускает ряд лабораторных ра-
диометров: ДП-100 для измерения р- и у-излучений; РАЛ-1 и
«Альфа-1» (а-излучение); «Спутник» (р и у-излучение); ЛСУ-5к
И др.
Конструктивно лабораторные установки выполняются в виде
отдельных блоков: блока детектора (ов), размещаемого часто
в свинцовом домике (регистрация р- и у-излучений); блока пита-
ния пульта управления и др. В старых приборах использовали
счетчики Гейгера—Мюллера, в новых — сцинтилляционные детек-
торы. На пульте управления располагают переключатели рода
работ (счет импульсов — «Работа», регистрация импульсов от ка-
либратора— «Контроль», проверка напряжения питания и потен-
циала в некоторых точках схемы — «Проверка» и т. п.), а также
тот или иной регистрирующий прибор или индикатор — электроме-
ханический счетчик, декатрон, цифровое табло и т. п.
Лабораторный р = а-радиометр «Спутник» предназначен для
экспрессного определения р- и a-активности проб и количествен-
ного определения RaC и ThC, особенно при изучении образцов,
отбираемых при уранометрической съемке и геохимических иссле-
дованиях. Отличительная особенность прибора-—-использование
комбинированного а = p-сцинтиллятора, а также отбор и регист-
рация задержанных а ^-совпадений (рис. 26). Принцип работы
датчика прибора следующий.
Пробу 5 массой 10—20 г насыпают на тарелочку 7, на дне ко-
торой имеется свинцовая подложка 6 для отражения р-частиц
56
вверх в сторону детектора. Комби-
нированный сцинтиллятор состоит
из двух слоев: ZnS(Ag) 4, который
обращен к пробе 5, и сцинтил-
лирующей пластмассы 3, обращен-
ного к светопроводу 2, между сцин-
тиллятором и ФЭУ I. В слое
ZnS(Ag) полностью поглощаются
а-частицы и вызывают вспышку
длительностью 1—-2 мкс. Образую-
щиеся фотоны через пластмассу 3
и световод 2 попадают на фото-
катод ФЭУ 1. Толщина этого слоя
значительно меньше, чем пробег
р-частиц, поэтому последние про-
ходят его практически без взаимо-
действия и вызывают очень корот-
кие (3 нс) сцинтилляции в пласт-
массе 3 (полистирол с добавками
Рис. 26. Схема датчика лабора-
торного радиометра «Спутник»
Р-терфенила). Импульсы от
а-частиц имеют на выходе ФЭУ амплитуду более 1 В и длитель-
ность 1—2 мкс, а от р-частиц — менее 0,5 В и 0,1 мкс.
Радиометр состоит из блока детекторов (два однотипных ком-
бинированных детектора для одновременного исследования двух
проб), блока питания и измерительно-регистрирующей части.
Схема прибора включает две идентичные части, анализирующие
и регистрирующие импульсы от двух комбинированных детекто-
ров. Каждая схема содержит детектор, дискриминатор формы
импульсов и четыре счетных канала для регистрации и запомина-
ния интенсивности а- и p-излучения, быстрых и медленных совпа-
дений. Импульсы на выходе комбинированного детектора, вызван-
ные а-частицами в ZnS(Ag) и р-частицами в пластмассовом сцин-
тилляторе, имеют разную форму, разделяются дискриминатором
формы импульсов и направляются в разные каналы. Обе поло-
вины схемы питаются от одного источника, запускаются и выклю-
чаются одновременно от общего таймера. Результаты измерений
в вось.ми каналах переключением ручки «Опрос» последовательно
выводятся на цифровое табло.
Показания каналов быстрых и медленных а = p-совпадений слу-
жат для определения концентрации двух р-излучающих продуктов
распада 226Ra и 232Th —соответственно Ra-C и Th-C, «-излучаю-
щие продукты распада которых имеют существенно разные пе-
риоды полураспада (160 и 0,2 мкс) и дают вклад в основном
в каналы медленного и быстрого задержанных совпадений. Чувст-
вительность а- и p-каналов прибора к 1 %: равновесного урана со-
ставляет не менее 5100 и 60 000 имп/мин соответственно, а по ка-
налу медленных совпадений не менее 400 имп/мин; к 1 % равно-
весного тория по «- и р-каналам— не менее 2000 и 10 000 имп/мин,
по каналу быстрых совпадений — 60 имп/мин. Навеска порошко-
вой пробы не более 20 г.
57
Рис. 27. Пульт управления нолевого
радиометра СРП-68-01
Рис. 28. Блок-схема радиометра СРП
68-01
Пешеходные радиометры и эманометры должны быть по воз-
можности компактными и легкими. К их надежности предъявля-
ются повышенные требования. Пешеходные радиометры конструи-
руют в виде двух блоков, соединенных между собой кабелем: вы-
носного зонда (блока датчиков с счетчиками у- и (3-излучения и
блоком их питания) и пульта управления, содержащего усили-
тельно-регистрирующие схемы и источники питания.
Радиометр СРП-68 со сцинтилляционным счетчиком изготав-
ливают в трех вариантах: пешеходный (полевой) вариант — радио-
метр СРП-68-01; скважинный (каротажный) - СРП-68-02 и, на-
конец, СРП-68-03 для шпуровой съемки. Во всех вариантах при-
бор выполняют в виде двух блоков — датчика и пульта (рис, 27),
причем пульт прибора у всех модификаций одинаков. Основные
различия этих приборов — длина кабеля, связывающего пульт и
блок детектирования (1,5 м в приборах СРП-68-01, 03; 25 м
в СРП-68-02), а также конструкция и размеры блока детектиро-
вания. В этих приборах используют датчики типа БДГ4-01, 02, 03
с. размерами сцинтиллятора Nal(Ti) 30X25, 18X30 и 10X40 мм
и чувствительностью 33, 18 и 8 имп/с на 1 nA/кг для приборов
СРП-68-01, 02, 03 соответственно.
Полевой вариант радиометра выдерживает внешнее гидроста-
тическое давление 3- 104 Па. Другие две модификации — 2,5 МПа
и с удлиненным кабелем могут быть использованы в скважинах
глубиной до 170 м. Блок-схема всех приборов практически оди-
накова. Она в целом близка к типовой схеме радиометров, при-
веденной на рис. 10. Поэтому подробно рассмотрим лишь некото-
рые из элементов схемы СРП-68-01 (рис. 28).
Герметизированный отсек питания расположен в нижней части
кожуха пульта и содержит девять гальванических элементов типа
58
343. На внешней поверхности кожуха изображена схема распо-
ложения элементов в отсеке. Напряжение питания от элементов
343 подается в пульт через двухполюсный разъем. Постоянное
напряжение (5±0,1 В) питания схемы (составленной из микро-
модулей серии ДН) обеспечивается стабилизатором напряжения.
Чтобы исключить порчу схемы при неправильном включении эле-
ментов 343 (подача напряжения обратной полярности), последо-
вательно со входом стабилизатора подключен диод.
Генератор высокого напряжения, питающий детектор, располо-
жен в корпусе блока детектирования. Он собран по схеме гене-
ратора Роера на двух транзисторах и подает переменное напря-
жение частотой 3—7 кГц. Последнее с выхода повышающего тран-
сформатора подается на выпрямитель с умножением напряжения.
Напряжение на блоке детектора в приборах СРП-68-01 состав-
ляет 600—-1000 В, в других модификациях прибора-—900—1300В.
Пульсации напряжения сглаживаются ДС-фильтром. Для регули-
рования напряжения с учетом паспортных данных ФЭУ в схеме
имеется переменное сопротивление.
Детектор СРП-68-01 расположен в передней части блока де-
тектирования у его торца, имеющего окно из топкого алюминия
(0,5 мм). Окно пропускает у-кванты с энергией фотонов более
2,4—5,6 фДж (15—-35 кэВ). Для создания оптического контакта
сцинтиллятора с фотокатодом ФЭУ использована кремнийоргапи-
ческая смазка. Вытекание последней предотвращает резиновая
манжета, а попадание света на детектор при разобранном блоке
детектирования — специальный светозащитный п одновременно
магнитный экран.
Эмиттерный повторитель (собран на микромодуле ДИ-01) на-
ряду с согласующим каскадом пульта служит для согласования
выхода ФЭУ высокого напряжения с нагрузкой низкого сопротив-
ления (вход усилителя с кабелем). Усилитель собран на микромо-
дулях ДИ-02, дискриминатор — на микромодуле ДИ-03 с туннель-
ным диодом. Схема дискриминатора не только отсекает 'шумовые
импульсы ФЭУ, но и нормализует импульсы (амплитуда 3,2 В,
длительность 2,5—5 мкс). Эти импульсы с выхода дискримина-
тора через трехжильный кабель (в приборах СРП-68-01, 02 через
шину коаксиальной двухпроводной линии) поступают на пульт.
Для разделения линии питания и сигнальной линии использованы
LC-фильтры в блоке детектирования и в пульте. Нормализатор
амплитуды, расположенный в пульте, собран на двух микромоду-
лях ДИ-06, каждый из которых представляет собой плечо триг-
гера.
Интенсиметр (измеритель средней скорости счета) собран
на микромодуле ДИ-07, который представляет собой повторитель
тока на транзисторах, дозирующих и интегрирующих емкостях и
стрелочном микроамперметре.
Прибор содержит ряд вспомогательных устройств: цепи изме-
рения напряжений батареи и стабилизатора, головной телефон для
прослушивания частоты импульсов, устройство контроля плато
59
счетчика. В держателе на внешней стенке корпуса закреплен конт-
рольный источник (рабочий эталон)—препарат из 6{)Со.
На пульте СРП-68 расположены (см. рис. 27): стрелочный
прибор (микроамперметр) интенсиметра; переключатель рода ра-
бот (выключено — «Выкл.», измерение напряжения батареи —
«Бат.», измерение скорости счета при двух значениях постоянной
времени интегрирующей ячейки — 2,5 или 5 с, проверка напряже-
ния па выходе стабилизатора — 5 В), переключатель диапазона
измерений (в имп/мин или мкР/ч, пА/кг).
Кнопка «Контр.» служит для контроля положения плато счет-
ной характеристики детектора или, иначе говоря, для проверки
правильности установки порога срабатывания дискриминатора.
Дело в том, что с выхода ФЭУ, кроме полезных импульсов боль-
шой амплитуды, вызванных сцинтилляциями, возникающими при
регистрации ядерных частиц, снимается большое число шумовых
импульсов самого ФЭУ, имеющих небольшую амплитуду. Поэтому
в спектре амплитуд импульсов имеется область (между основ-
ными частями шумовых и полезных импульсов) с очень низкой
частотой. Если менять порог дискриминатора в этих пределах
(или сдвигать спектр, изменяя напряжение на ФЭУ), то показа-
ния прибора почти не меняются. Соответственно в правильно на-
строенном приборе порог дискриминации должен быть в середине
этого участка (середина плато счетчика). Для контроля на блоке
детектора закрепляют контрольный источник 60Со и нажимают
кнопку «Контр.», что вызывает некоторое снижение напряжения
на ФЭУ. При этом показания не, должны упасть более чем
на 10%.
Полевые эманометры «Радон» служат для определения кон-
центрации эманации в почвенном воздухе при эманационной
съемке, могут быть использованы для определения концентрации
радона в пробах вод. На производстве применяют также прибор
ЭМ-6. Для определения концентраций эманаций в лабораторных
условиях выпускался лабораторный вариант эманометра ЭМ.-6Л.
Пределы измерения для ЭМ-6 от 70 до 400 Бк/л, для «Радона» —
от 70 до 6400 Бк/л в зависимости от поддиапазона. Чувствитель-
ность—около 1 имп/мин на 4 Бк/л.
Эманометр «Радон» (рис. 29) состоит из измерительного
культа /, блока счета 2 с секундомером и электромеханическим
счетчиком ЭМС (см. рис. 29, а), поршневого насоса 3 с осуши-
телем-пылеуловителем 4, пробоотборником для шпуров 5 и мяг-
ких грунтов б, соединительных резиновых трубок 7—9. Пробоот-
борник для мягких грунтов 6 имеет конусообразный корпус, вну-
три которого расположена металлическая трубка с отверстиями
в нижней части для прохода почвенного воздуха в трубку. Дру-
гой пробоотборник 5 представляет собой стальную трубку с от-
верстиями снизу. К трубке пробоотборника приварен уплотни-
тельный конус, сверху закрытый круглой площадкой для задав-
ливания пробоотборником в шпур (пробоотборника 5 непосред-
ственно в рыхлый грунт). Воздух из пробоотборника через шланг
60
Рис. 29. Сцинтилляционный эма-
нометр «Радон»:
« — рабочий комплекс эманометра;
б — верхняя панель пульта управле-
ния; в — блок счета
Р, пылеуловитель 4, шланг 8, сцинтилляционную камеру (на
пульте /) и, наконец, шланг 7 поступает к всасывающему па-
трубку насоса. При этом воздух в камере замещается почвенным.
На пульте прибора размещены (см. рис. 29,6) сцинтилляци-
онная эманационная камера с тремя штуцерами, стрелочный при-
бор (микроамперметр, входящий в схему интенсиметра), пере-
ключатель диапазонов (50, 250, 1000 или 5000 имп/с на всю шкалу
стрелочного прибора), переключатель хода работ (выключено —
«Выкл.», измерение напряжений батареи — «НБ», напряжения на
ФЭУ —«НВ», измерения стрелочным прибором — «имп/с» или
электромеханическим счетчиком «ЭМС»), кнопки «Сброс» для
установки ЭМС па нулевые показания (перед началом счета)
и «Порог дискриминатора», а также гнезда разъема для подклю-
чения блока счета импульсов. Каждый штуцер эманационной ка-
меры запирается краном. Через два штуцера с помощью резино-
вых трубок камера подключается к выходу пылеуловителя и вса-
сывающему патрубку насоса, а третий, свободный служит для
продувки камеры.
В блоке счета импульсов имеются усилитель для усиления им-
пульса перед подачей на ЭМС (усилитель электромеханического
счетчика) и бинарная пересчетная ячейка (коэффициент пере-
счета у 2). При малых скоростях счета она выключается (положе-
ние тумблерах!). При использовании блока счета импульсов
можно добиться большей точности измерений скорости счета, чем
со стрелочным прибором, особенно при малых ее значениях. При
работе с этим блоком кнопкой «Сброс» стрелку ЭМС устанавли-
вают в нулевое положение. Затем одновременно переводят тумб-
лер в положение «Пуск» и запускают секундомер, а после истече-
ния заданного времени измерений их одновременно выключают.
Электронная схема сцинтилляционных эманометров в целом
идентична схеме полевых радиометров типа СРП-2 и СРП-68. Для
контроля чувствительности эманометра в его комплект, кроме
61
рабочих камер, входит контрольная камера с источником света
(стеклянная пластинка со слоем сцинтиллятора ZnS (Ag) и приле-
гающая к пей металлическая пластинка со слоем а-излучателя
239Ри). Контрольная камера снабжена системой диафрагм раз-
личного диаметра, позволяющих подавать на фотокатод ФЭУ
различные потоки света, оптимальные по интенсивности для соот-
ветствующих поддиапазонов прибора. Ежедневные измерения
с контрольной камерой позволяют проверять работоспособность
схемы прибора (помимо собственно детектора) и контролировать
ее стабильность во времени.
Автомобильные радиометры- служат для изучения у-поля при
движении автомобиля по профилю или маршруту. Нежесткие
требования к массе и размерам автомобильных радиометров по-
зволяют сделать их относительно высокочувствительными за счет
использования больших сцинтилляторов или большой батареи га-
зоразрядных счетчиков. В них применяют непрерывную регистра-
цию диаграмм самопишущим регистратором. Диаграммная бумага
протягивается синхронно с движением автомобиля со скоростью,
соответствующей масштабу съемки. В связи с сокращением объ-
ема автомобильной съемки в последние годы автомобильные ра-
диометры не выпускались. В промышленности используют автомо-
бильный радиометр РА-69, разработанный еще в 60-х годах. Его
блок-схема мало отличается от типовой схемы радиометров (см.
рис. 10). Прибор выполнен в виде трех блоков: детектора излу-
чения, пульта управления и самописца. В качестве детекторов из-
лучения используются 72 параллельно включенных счетчика Гей-
гера типа ВС-9. Чувствительность радиометра не менее 65 имп/с
па 1 мкР/ч.
Авиационные радиометры должны обладать высокой чувстви-
тельностью, малой инерционностью и непрерывной записью интен-
сивности у-поля. Статистические флуктуации должны быть сущест-
венно меньше ожидаемых аномалий. Высокая чувствительность
достигается применением больших сцинтилляторов или даже не-
скольких сцинтилляционных счетчиков. Например, в одном из ра-
диометров-спектрометров, выпускаемых фирмой «Атомик
Энерджи» (Канада), использовано 12 кристаллов размером 22,5х
Х10 см каждый. В отечественном радиометре АРС-1 использованы
четыре кристалла диаметром 80 и высотой 50—60 мм. Чувстви-
тельность такого датчика 1500—2500 имп/с на Т nA/кг, что обе-
спечивает уверенное выделение аномалий с амплитудой более 40—
50 фА/кг.
Авиационные радиометры имеют много общего с автомобиль-
ными. Последняя серийная станция А ГС-71 выполнена по схеме
дифференциального спектрометра (позволяет кроме общей интен-
сивности излучения регистрировать число ужвантов в одном или
нескольких интервалах энергии). В более простых приборах, вы-
пускавшихся ранее, регистрировали суммарную интенсивность
у-излучения с энергией выше некоторого порога или две ин-
тенсивности для двух разных порогов. Аэрорадиометры обычно
62
входят в состав комплексных станций. Например, комплексная
аэрогеофизическая станция АГС-46 наряду с АРС-2 содержит маг-
нитометр АМФ-21.
В скважинных радиометрах датчики заключают в герметич-
ный кожух, способный выдержать, давление промывочной жидко-
сти па забое скважины. Скважинные радиометры состоят из
нескольких блоков: выносной гильзы (скважинного снаряда) с дат-
чиком, схемой его питания и усилительно-формирующими каска-
дами; пульта управления; блока питания, регистрирующего уст-
ройства (обычно самопишущий прибор). Наконец, для спуска
гильзы в скважину необходимы лебедка, блок-баланс и другое
оборудование, используемое в промысловой геофизике.
Промышленность выпускает две группы скважинных радио-
метров: для исследования относительно неглубоких скважин ма-
лого диаметра при поисках и разведке твердых полезных ископае-
мых; для исследования глубоких нефтяных и газовых скважин.
Устройство последних подробно освещено в курсах геофизических
исследований скважин. Рассмотрим радиометры для мелких поис-
ково-разведочных скважин. Поскольку p-излучение полностью по-
глощается промывочной жидкостью и гильзой скважинного сна-
ряда, радиометры регистрируют лишь у-излучение. Чувствитель-
ность различных скважинных радиометров от 5 до 150 имп/с на
1 nA/кг. Для исследования очень мелких скважин и шнуров кроме
специальных скважинных радиометров применяют также скважин-
ные модификации полевых радиометров СРП-68 и др.
Переносная скважинная установка ПРДС-2 («Виток-2») пред-
назначена для исследования скважин диаметром более 50 мм, глу-
биной до 120 м. Она состоит (рис. 30) из скважинного снаряда
(диаметром 34 мм, длиной 1425 мм), наземного пульта управле-
ния, блока питания с батареями и преобразователем напряжения,
самопишущего регистратора Н-361, лебедки с кабелем и блок-ба-
ланса. Установка монтируется на автомобиле или используется
в переносном варианте. В скважинном приборе расположены
(рис. 31): детекторы излучения Nal(Tl) или ФЭУ-31 или ФЭУ-67Б,
блок питания ФЭУ, эмиттерный повторитель и усилитель, вклю-
чая выходной каскад усиления мощности.
В наземном пульте импульсы усиливаются и передаются на
дискриминатор, пропускающий импульсы с амплитудой более 2 В,
После пересчетной схемы каждый четвертый импульс поступает
па нормализатор и далее на интегрирующую ячейку. Ток с выхода
последнего регистрируется самописцем Н-361 и одновременно по-
дается на стрелочный прибор пульта управления, который позво-
ляет визуально контролировать интенсивность у-излучения при
спуске и подъеме скважинного прибора. Он же используется для
отсчета показаний при измерениях на отдельных глубинах при
неподвижном приборе (точечные замеры), при проверке и на-
стройке прибора.
Лебедка с ручным приводом рассчитана на 120 м кабеля диа-
метром 12,5 мм. Для обеспечения непрерывной электрической
63
Рис. 30. Скважинная установка ПРКС-2:
/ — наземный прибор; 2 — фоторегистратор Н 361; 3 — блок питания П361; 4 — кардан;
5 — лебедка; 6--скважинный прибор; 7 ~ блок-баланс; S„ 9 — упаковочные ящики
связи между кабелем и наземным пультом служит коллектор на
оси барабана лебедки. На лебедке установлен мерный барабан,
вращение которого при движении кабеля передается (через ре-
дуктор и карданный вал) лентопротяжному механизму самописца.
С лебедки в скважину кабель поступает через блок-баланс, уста-
навливаемый у устья скважины. Чувствительность ПРКС-2,7 имп/с
на 1 пА/кг.
Скважинный радиометр ПКС-1000-1 («Зонд-1») предназначен
для исследования скважин глубиной до 1000 м методами естест-
венного у-излучения и плотностным гамма-гамма-методом. В комп-
лекс радиометра входят скважинные приборы «Алмаз-1» и «Ал-
маз-3» с внешними диаметрами 28 и 38 мм соответственно. Они
содержат два сцинтилляционных детектора: один для регистрации
естественного излучения, другой — рассеянного излучения искус-
ственного источника, размещенного в «хвостовике» прибора,
а также устройство для определения начального энергетического
порога регистрации (порога дискриминации). Скважинные при-
боры соединяются с наземным пультом кабелем КТО-1 или дру-
гим аналогичным кабелем длиной 1000 м.
К выходам нормализатора, расположенного в наземном пульте,
подключены пять интегрирующих ячеек с самостоятельными дози-
Сквэжимный снаряд Наземный пульт управления
Рис. 31. Блок-с.хема радиометра ПРКС-2
64
рующими емкостями, обеспечивающими возможность регистраций
диаграмм многоканальными регистраторами сразу в трех мас-
штабах. Радиометр можно использовать в виде переносной уста-
новки или в комплекте стандартных геофизических станций.
§ 11. ГАММА-СПЕКТРОМЕТРЫ
Для исследования спектра у-излучения или в простейшем слу-
чае для избирательной регистрации у-квантов в определенной об-
ласти энергии применяют приборы, называемые у-сиектромет-
рами.
Основными частями спектрометров являются детектор, ампли-
туда импульсов на выходе которого пропорциональна энергии из-
лучения, и амплитудный анализатор. Анализатор может быть ин-
тегральным (позволяет выделять и регистрировать импульсы
с амплитудой выше некоторого порога) или дифференциальным
(выделяет импульсы в некотором относительно узком интервале
амплитуд), одно- и многоканальным.
В качестве датчиков в ядерной геофизике обычно используют
сцинтилляционные счетчики со специальными марками ФЭУ и
специально отобранными (спектрометрическими) образцами фос-
форов, обеспечивающие относительно высокое энергетическое раз-
решение. Лишь для спектрометрии очень мягких у-квантов, ампли-
туда импульсов на выходе ФЭУ для которых сопоставима с ам-
плитудой шумовых импульсов, применяют пропорциональные
счетчики. В лабораториях применяют и полупроводниковые детек-
торы.
Основной частью интегрального амплитудного анализатора им-
пульсов является дискриминатор, пропускающий импульсы с ам-
плитудой выше заданного значения (порога дискриминации). При
измерениях с несколькими значениями порога дискриминации
можно судить об амплитудном распределении импульсов от дат-
чика и о спектре излучения. Основными частями одноканального
дифференциального амплитудного анализатора являются два ди-
скриминатора, включенных параллельно друг другу, и схема анти-
совпадений (рис. 32, а). Если один из дискриминаторов (нижнего
уровня) пропускает импульсы с амплитудой выше U, то уровень
дискриминации второго дискриминатора (верхнего уровня) уста-
навливают а значение ДС7 называют шириной канала или
«окна». Импульсы на выходе схемы антисовпадений возникают
лишь при поступлении импульса в первый вход (от дискримина-
тора нижнего уровня) при одновременном отсутствии импульса на
втором входе. Иначе говоря, схема пропускает лишь импульсы
с амплитудой от U до (/ + Д(7. Синхронно изменяя напряжение
на обоих дискриминаторах (сохраняя их разность AZ7), изучают
дифференциальный спектр, т. е. зависимость числа импульсов на
выходе анализатора от порога дискриминации. Установив соот-
ветствие между амплитудой импульсов в вольтах и энергией излу-
чения в мегаэлектроп-вольтах и соответственно разбив ось аб-
3 Заказ К» 2717 65
Рас. 32. Принципиальная схема одно
альпых амплитудных анализаторов
(а) и многоканального (б) дифференци-
сцисс в единицах энергии, получают спектр в энергетических еди-
ницах, называемый обычно аппаратурным спектром. Зависи-
мость аппаратурного спектра от спектра излучения рассмотрена
в § 8.
Для сокращения времени исследований применяют многока-
нальные спектрометры. В простейшем случае их основой является
серия параллельно включенных дискриминаторов (рис. 32,6), по-
рог срабатывания каждого последующего из которых выше порога
предыдущего на некоторое значение Д(/. Выходы каждой сосед-
ней пары дискриминаторов подключены к входам одной схемы ап-
тисовпадений, которая совместно с последующей усиливающей и
регистрирующей схемой составляет один канал спектрометра. Од-
нако при большом числе каналов такие приборы получаются
весьма сложными и громоздкими.
В современных приборах обычно используют схемы с ампли-
тудно-временным преобразованием импульсов. Длительность им-
пульсов т на выходе амплитудно-временного преобразователя
пропорциональна амплитуде входных импульсов, т. е. энергии реги-
стрируемых частиц. В дальнейшем с помощью временного ана-
лизатора импульсы, длительность которых лежит в разных интер-
валах (-с;, Ti + Дт), направляются в различные каналы регистри-
рующего прибора или запоминающего устройства.
Рассмотрим некоторые типы у-спектрометров, используемых
в ядерной геофизике.
Лабораторные спектрометры, выпускаемые серийно, исполь-
зуют сцинтилляторы па базе кристаллов Nal(Tl). Их преимуще-
ство —- низкая собственная радиоактивность и относительно высо-
кие разрешения по энергии (по сравнению с CsI и некоторыми
другими сцинтилляторами). Полупроводниковые детекторы (ППД)
обладают намного большей разрешающей способностью, но пока
они имеют небольшие размеры и соответственно низкую эффек-
тивность регистрации. После преодоления этих ограничений ППД
они безусловно получают широкое распространение и в серийной
аппаратуре и позволят существенно повысить возможности
у-спектрометрического анализа горных пород.
Для снижения фона сцинтилляционных детекторов используют
66
ФЭУ из бескалийных стекол, а для защиты от излучения окру-
жающих предметов и космического фона их помещают в камеры
(«домики») из материалов с высокой плотностью и очень низкой
радиоактивностью (железо, свинец). Для упрощения формы аппа-
ратурных спектров и снижения фона в различных лабораториях
собраны и применяются двухкристальные сцинтилляционные
спектрометры временных совпадений (или антисовпадений).
В простейшем случае основной сцинтиллятор (возможно большего
размера) окружают дополнительным сцинтиллятором, толщина
которого достаточна для поглощения большинства у-квантов, рас-
сеянных в основном кристалле. При комптоновском рассеянии
в основном сцинтилляторе возникает импульс с малой амплиту-
дой, не соответствующий уровню фотопика и усложняющий форму
аппаратурного спектра. Но в описываемом типе спектрометра
большинство рассеянных квантов регистрируется дополнительным
сцинтиллятором. Если импульсы с выхода двух ФЭУ (подключен-
ных к основному и дополнительному сцинтилляторам) подать на
схему антисовпадепин, то па выходе спектрометра импульс от
данного кванта не образуется, т. е. большая часть импульсов
комптоновского пика спектра не регистрируется. Это значительно
упрощает аппаратурные спектры, а эффективность регистрации
снижается всего на 10—-20 % по сравнению с однокристальным
спектрометром с таким же кристаллом, что и основной кристалл
спектрометра а нти с о в п а дени й.
Комплексная аппаратура типа «Маяк» (одна из немногих се-
рийно выпускаемых лабораторных спектральных приборов) пред-
назначена для анализа образцов горных пород по их радиоактив-
ности, а также рентгенорадиометрическим, cz-активапиопным, нейт-
ронно-абсорбционным. а-пейтронным и другими методами. Она
снабжена четырехканальным анализатором и комплектом с ше-
стью сменными датчиками («Маяк-А», «Маяк-Н» и др.) для раз-
личных методов. Работа всех спектрометрических детекторов
комплекта автоматически стабилизируется с помощью блока ре-
гулирования усиления, поддерживающего на постоянном уровне
амплитуду импульсов от реперного «-источника й39Рц.
Датчик для регистрации естественных радиоактивных излуче-
ний (тип «Маяк-С») содержит два детектора — сцинтилляцион-
ный на базе Nal(Tl) для регистрации (и спектрометрии) у-излуче-
ний и счетчик Гейгера—-Мюллера типа СИ-8Б для регистрации р-
излучений.
Энергетическое разрешение сцинтилляционного детектора —
15 % при энергии у-излучения 0,67 МэВ (137Cs). Диапазон реги-
стрируемых энергий 50 кэВ. Четырехканальный амплитудный
анализатор импульсов включает: а) один двухканальный и три од-
ноканальных дискриминатора (т. е. содержит один дифференциаль-
ный и три интегральных канала с различными порогами регист-
рации; б) четырехканальный блок памяти для регистрации пока-
заний указанных каналов (с каждого дискриминатора импульсы
поступают на соответствующий канал памяти объемом К)6 им-
3* 67
пульсов); в) блоки индикации, контроля и регулирования усиле-
ния (реперная автостабилизация), блоки высоко- и низковольт-
ного питания.
Информация выводится на люминесцентное цифровое табло,
внешнее цифропечатающее устройство БЗ-15 (в комплект прибора
не входит) и стрелочный интенсиметр. Пуск и остановка счетных
каналов осуществляются с помощью реле времени; питание при-
бора — от сети переменного тока и от источника постоянного на-
пряжения 12 В, что позволяет использовать его также в полевых
лабораториях. Навеска образца 200—300 г. Чувствительность ана-
лизатора «-• 10 4 % равновесного урана и 0,1 % 40К-
В лабораториях широко применяют также у-спектрометры, со-
ставленные из стандартных (выпускаемых промышленностью)
блоков детектирования в комплексе с анализаторами импульсов
широкого назначения типа АН-128, АИ-256 и др.
Переносные полевые одноканальные у-спектрометры СП-3,
СП-ЗМ предназначены для изучения спектров у-излучения в диф-
ференциальном и интегральном режимах в интервале энергии 0,3—
3 МэВ и, в частности, для раздельного определения содержания
U, Th и К в естественном залегании горных пород и руд. Для
этого регистрируют излучения в интервалах 1,36—1,55 МэВ (вклю-
чает линию 1,46 МэВ от 40К); 1,65—1,85 (линия 1,76 МэВ от
226Ra) и 2,4—2,8 (линия 2,62 МэВ от Th). Диапазон измерения —
от кларковых до 0,5; 1 и 100 % для U, Th и К соответственно.
СП-ЗМ отличается от СП-3 лишь использованием сцинтиллятора
большего размера и с лучшим разрешением.
Так же как и другие полевые приборы, СП-3 состоит из двух
блоков — датчика и пульта управления, соединенных кабелем дли-
ной 1,5 (рис. 33). Датчик представляет собой алюминиевый гер-
метичный цилиндр, в котором размещены сцинтилляционный счет-
чик (для защиты от света и магнитных полей помещен в экран
из пермаллоя), преобразователь напряжения для питания ФЭУ и
эмиттерный повторитель. Ввод кабеля и крепление крышки дат-
чика герметичны, его можно опускать в воду. При измерении дат-
чик ставят землю. Энергетическое разрешение датчика не хуже
13 % для = 1,12 МэВ (65Zn).
На верхней панели пульта управления размещены (см.
рис. 33,а): микроамперметр / на 100 мкА для визуального опре-
деления интенсивности и контроля режимов питания; электроме-
ханический счетчик 2 МЭС-54, ручка регулировки усиления 10,
ручки для установления ширины «окна» 9 и уровня дискримина-
ции анализатора 7, 8, ручка 4 включения пересчета на 4, клеммы
для подключения телефона 5, переключатель диапазона измере-
ний 3 и, наконец, ручка управления режимом работы 6. Послед-
няя имеет положения: «В» — выключено, «П» — контроль источ-
ников питания схемы. «ПС» — контроль питания блока регистри-
рующего счетчика МЭС-54, «ВС» — контроль высокого напряже-
ния, подаваемого на ФЭУ. В положении «СЧ» измеряют актив-
ность с помощью микроамперметра.
68
a 2 1 7
9 Зб
б
Датчик Пульт управлении
Рис. 33. Схема пульта управления (а) и блок-схема (б) полевого у-спектро*
метра СП-3
На корпусе прибора в специальном гнезде-держателе крепится
контрольный препарат 652п(0,2 МБк). В комплект прибора входят
три образцовые модели — урановая, ториевая и калиевая — для
выбора рабочих интервалов измерений и определения спектраль-
ных коэффициентов (см. § 13).
Блок-схема прибора (см. рис. 33,6) включает в основном эле-
менты, знакомые нам по схемам полевых радиометров и ампли-
тудных анализаторов. Остановимся лишь па одном различии.
Дискриминатор верхнего уровня в ней подключен не парал-
лельно, а последовательно к дискриминатору нижнего уровня
69
через усилитель-экспандер. Импульсы с выходов дискриминаторов
формируются триггерами и подаются на схему антисовпадений.
Усилитель-экспандер построен по схеме с автоматически изменяю-
щимся усилением. Сигналы малой амплитуды усиливаются сла-
бее, чем сигналы с большой амплитудой. Это расширяет диапазон
изменения амплитуд перед дискриминатором верхнего уровня и
позволяет более точно отрегулировать верхний уровень дискрими-
нации по отношению к нижнему, иначе говоря, точнее поддержи-
вается ширина «окна» дифференциального канала.
Ширина канала («окна») может быть установлена на уровнях,
соответствующих энергии 50, 200 кэВ, и «бесконечность» (соот-
ветствует интегральному режиму анализатора), а уровень ниж-
него дискриминатора может соответствовать энергии от 0,3 до
3,0 МэВ через 50 кэВ.
Шкалу СП-3 по энергиям калибруют с помощью контрольного
источника 65Zn, который помещают под торец датчика, и переклю-
чателем «Усиление» добиваются установки фотопика в пределах
некоторого заданного в паспорте номера канала (паспортного по-
ложения ручек 7 и S), Попадание фотоника в этот капал опреде-
ляют по относительному максимуму показаний. Если, например, по
паспорту фотопик должен приходится на n-й капал, то показания
в соседних (л—4-м и («+ 1)-м каналах примерно должны быть
равны и меньше, чем в н-м канале.
Пешеходный переносный у-спектрометр СП-4 является даль-
нейшей модификацией спектрометра СП-ЗМ и отличается от него
следующим. Ширина «окна» дифференциального канала посто-
янна. Вместо 65Zn использован контрольный счетчик 137Cs с боль-
шим периодом, что упрощает контроль стабильности работы при-
бора, Снижена основная погрешность измерений и нелинейности
шкалы.
Прибор содержит таймер-измеритель времени, позволяющий
установить время измерений 12,5; 50 и 100 с. Питание от
пяти батарей «Рубин-1» вместо 11,5-ПМЦГ-У-120ч и 48-ПМЦГ-64ч
в приборе СП-ЗМ.
В результате дальнейшей модернизации полевых спектромет-
ров создан и выпускается концентратомер РКП-305, содержащий
вычислительное устройство для расчета концентраций радиоактив-
ных элементов по совокупности параллельных (одновременных)
измерений, в трех каналах. Прибор включает два блока детектиро-
вания — наземный (БДН) и шпуровой (БДШ). Время измерений
для них задается автоматически электронным реле с точностью
10 % и составляет соответственно 60 и 120 с. Измерения проводят
одновременно в трех каналах с границами (по энергии квантов)
1,36—1,56; 1,66—1,90 и 2,50—2,85 МэВ (для БДШ 2,11—2,85 МэВ),
т. е. в интервалах, охватывающих интенсивные линии К, U и Th
соответственно. Прибор рассчитан на определение массовой кон-
центрации элементов в следующих интервалах: урана и тория
(1—499) • 10“6 %, калия (1—499) 10~3 %. Результаты определе-
ния концентрации выводятся на цифровое табло в виде целых чи-
70
сел 1—499. Основная погреш-
ность определения К и равновес-
ных U и Th составляет не более
15 % от измеренного значения.
Автомобильный у-спектрометр
АГ С-3 имеет счетно-решающее
устройство для непрерывного вы-
числения и регистрации по про-
филю концентрации U(Ra), Th
и К; детектор на базе кристалла
Nal(Tl). В настоящее время ав-
томобильные спектрометры про-
мышленность не выпускает.
Комплексные аэрогеофизиче-
ские станции АГС-71С и АГС-
71 СМ предназначены для поисков
Рис. 34. Блок-схема у-спектромстра
аэрогеофизической станции АГС-
71 СМ
месторождений полезных иско-
паемых с воздуха, выявления участков, перспективных для де-
тальных наземных исследований, для картирования горных по-
род и геологических структур по их радиоактивным свойствам.
Устройство спектрометра обеих станций почти одинаковое, по-
этому далее рассмотрим в основном АГС-71С.
Станция рассчитана на установку в самолете АН-2 и кроме
у-спектрометра содержит протонный магнитометр. Все блоки
спектрометра, кроме пульта отметки ориентиров, и измерительный
блок магнитометра размещается внутри самолета; лебедка маг-
нитометра на хвостовой переборке, а магниточувствительный
блок—-под килем самолета и сзади хвостового оперения на теле-
скопической штанге длиной 3 м. Пульт отметки ориентиров распо-
лагается в кабине летчика. Станция дает возможность работать
в комплекте с аэрофотоаппаратом типа АФА-36, ее масса 290 кг.
Станция без магнитометра может устанавливаться также на вер-
толете МИ-4.
Гамма-спектрометр станции имеет пять каналов (интеграль-
ный канал с регистрацией в интервале 0,3—3 МэВ и четыре диф-
ференциальных канала в диапазонах 2,1—3; 1,6—2; 1,0—1,3 и
1,3—1,4 МэВ) и содержит следующие элементы (рис. 34).
1. Блок детектора из четырех одинаковых сцинтилляционных
счетчиков с кристаллами Nal(Tl) диаметром 200 и высотой 100 мм.
Сцинтилляторы через полиметилметакрилатовый световод (J=
---200 мм, высота 8 мм) сочленены с фотоумножителями ФЭУ-49.
Каждый ФЭУ питается от отдельного высоковольтного преобра-
зователя напряжений. Напряжением управляет регулятор системы
а вт о ст а б и л и з а ц и и ус I ел е н и я.
2. Измерительный пульт предназначен для измерения средней
частоты импульсов и их амплитудного спектра, а также для оп-
ределения концентраций U(Ra), Th и К-
3. Блок питания спектрометра.
4. Аналоговый и цифровой регистраторы для фиксирования ин-
формации на бумажной и магнитной лентах.
71
5. Пульт штурмана, предназначенный для включения фотоап-
парата (АФА) и нанесения на ленте различных отметок (разме-
щается в кабине пилота).
В измерительный блок вводится сигнал с импульсного радио-
высотомера РВ-2 для регистрации высоты полета и использова-
ния в системе приведения результатов измерений к уровню зем-
ной поверхности (приведения высот). С пульта штурмана или
с пульта бортооператора (на аналоговом регистраторе) включают
фотоаппарат.
Прибор выполнен в виде четырех блоков: блока детектора; из-
мерительного пульта; блока питания; семиканального аналогового
[в АГС-71 СМ — девятиканальный аналоговый, а также 15-каналь-
ный цифровой (па магнитной ленте)] регистратора. Аналоговый
регистратор содержит регистрирующие миллиамперметры, на осях
которых закреплены чернильницы с пишущими перьями-капилля-
рами. Ширина шкалы записи каждого регистратора — 70 мм.
Назначение каналов в станции АГС-71С следующее: первьш-
второй —запись данных магнитометра; третий — запись высоты
полета; четвертый интегральная интенсивность у-излучения; пя-
тый—седьмой—-скорости счета в дифференциальных каналах;
ДК-1 — интервал энергии 340—480 фДж или 2,1—3 МэВ, т. е.
ториевый канал; ДК-П и ДК-IV — радиевые каналы в интерва-
лах 255—340 и 160—210 фДж или 1,6—2 и 1,0—1,3 МэВ; ДК-Ш —
калиевый канал в интервале 210—255 фДж или 1,3—1,6 Д4эВ.
Для привязки диаграмм к маршруту на местности существует
устройство отметок на ленте времени и ориентиров. Эти отметки,
а также отметки места снятия кадров фотоаппаратурой осуще-
ставляются в виде кратковременного отклонения пера регистри-
рующего миллиамперметра третьего канала (высотомера).
Спектральный аэрогамма-метод дает большой объем информа-
ции, который может быть полностью извлечен из данных съемки
за приемлемое время лишь при использовании ЭВМ. Применение
ЭВМ стало весьма выгодным после создания цифровых регистра-
торов для аэрогеофизических станций и устройств для ввода запи-
санной ими информации в ЭВМ. Разработан также ряд автомати-
ческих систем обработки и интерпретации данных, рассчитанных
на ЭВМ первого и второго поколений: «Аэрокомплекс» и «Аэрогео-
физика» (ЭВМ М-222), «Аэропоиск-2» («Минск-22») и др. Они ха-
рактеризуются относительно высоким уровнем автоматизации, от-
крыты для дальнейшего расширения, имеют удовлетворительное
быстродействие (0,5 ч машинного времени на обработку матери-
ала, полученного за 1 ч аэросъемки). Для выделения аномалий
в них обычно используют нарушение в аномальных зонах корре-
ляционных связей между U, Th и К, типичных для участков фано-
вого поля.
Разработана также система АСОМ-АГС/ЕС, предназначенная
для обработки и интерпретации данных комплексной аэрогеофи-
зической и наземных съемок на ЭВМ-1022 или на более мощных
ЭВАЙ серии ЕС. Обработка данных включает следующие опера-
72
ции: подготовку планшетов полетных линий в радионавигацион-
ных системах; ввод на магнитную ленту ЕС геофизических дан-
ных с подработкой и редактированием, дополнительной информа-
ции, априорной геологической информации; обнаружение и исправ-
ление ошибок наблюдений; обработку радиогеодезических данных
и данных ориентирной привязки, получение топографического опи-
сания маршрутов, приведение информации к равномерному шагу
по профилю, ввод поправок, увязку данных обработки повторных
(контрольных) наблюдений, фильтрацию, сглаживание, выделение
локальных аномалий; построение схем профилей, карт-графиков,
нанесение данных наблюдений и производных геофизических по-
лей в виде различных знаков (на графопостроителе «Атлас» и
цифропечатающем устройстве), изображение тех же результатов
в виде карт изолиний; истолкование данных (выделение аномалий
и т. п.); передачу данных на магнитных лентах в архив предпри-
ятия и интерпретационные системы.
Время обработки данных одночасовой комплексной съемки (ра-
диогеодезия, у-спектрометрия, магнитометрия) на ЭВМ. ЕС-1022
составляет 1 ч. Однако существующие системы в основном решают
задачи обработки, а их возможности по комплексной интерпрета-
ции для оценки перспективности площадей пока ограничены.
Скважинные спектрометры у-излучения. Их скважинные при-
боры в общем подобны скважинным интегральным радиометрам
со сцинтилляционными детекторами, но должны обеспечивать пере-
дачу на поверхность без искажений информации об амплитудном
распределении импульсов на выходе сцинтилляционного датчика.
Иначе говоря, требуется передача импульсов по кабелю с обеспе-
чением линейной связи между амплитудами импульсов на выходе
скважинного прибора (входе кабеля) и на входе наземного пульта
' (на выходе кабеля). Можно также разместить в самом скважин-
ном приборе амплитудный анализатор и передавать на поверх-
ность информацию о числе импульсов в каждом канале. Обычно
идут по первому пути, позволяющему более детально изучать
спектр, поскольку на поверхности может быть применен сложный
анализатор с более широкими возможностями.
Одной из проблем при спектрометрии излучения в скважинах
является обеспечение постоянства во времени коэффициента уси-
ления всего тракта с тем, чтобы обеспечить стабильность энерге-
тической шкалы прибора. Поскольку основное значение имеет
температурная нестабильность датчика, иногда применяют тер-
мостабилизацию, например, помещают датчик в сосуды Дьюара.
Чаще применяют схему с подачей на вход канала реперных сиг-
налов с автоматической поддержкой амплитуды реперных им-
пульсов на выходе канала (перед дискриминатором)1.
В качестве реперных импульсов используют: а) импульсы от
сх-, р или у-излучения реперных источников, энергия которых ниже
или выше исследуемого интервала энергии излучения; б) освеще-
ние фотокатода ФЭУ световыми импульсами (вспышками) от эле-
ктронных ламп, обычно тиратронов.
73
Основные особенности построения схем скважинных спектро-
метров рассмотрим на примере спектрометра ГКС-1п.
Скважинный (каротажный) у-спектрометр ГКС-1н предназна-
чен для исследования спектра у-излучения в скважинах глубиной
до 1000 м и состоит из наземного пульта НП-1 и трех скважин-
ных приборов. Приборы СП-1 и СП-3 предназначены для измере-
ния спектра естественного излучения в области энергии 1,3—
2,6 МэВ, у-излученпя искусственно-радиоактивных элементов при
активационном анализе в интервале 0,03—1; 0,1—3 и 0,3—
10 МэВ, а также у-излучения радиационного захвата нейтронов
в интервале 0,3—10 МэВ.
Прибор СП-2 используют для исследования мягкого у-излуче-
иия (10—300 кэВ) в методах рассеянного излучения ГГМ и репт-
генорадиометрическом (см. § 43).
Приборы СП-1 и СП-3 выполнены в виде герметичного ци-
линдрического кожуха, внутри которого расположены сцинтилля-
ционный детектор, электронная схема, а также зондовая установка
с ложем для установки сцинтилляционного счетчика и нейтрон-
ного источника (при проведении измерений нейтронным у-мето-
дом).
В комплект этих приборов входят также держатели актива-
тора (источника нейтронов), который при работе методом актива-
ционного анализа крепится на кабеле выше прибора.
Прибор СП-2 кроме цилиндрического корпуса с электронной
схемой имеет два смежных выносных блока для проведения ис-
следований рентгенорадиометрическим и гамма-гамма-методами.
В выносном блоке расположены кристаллы Nal(Tl), ФЭУ-31А, де-
литель напряжения для ФЭУ, эмиттерный повторитель, генератор
реперных световых сигналов (на тиратроне ТХ5Б) для стабилиза-
ции амплитудного распределения. Выносные блоки соединены
с корпусом прибора подвижными рычагами. Для лучшего про-
хождения у-квантов «окна» детекторов выносных блоков выпол-
нены из материала с малым Z (бериллия).
Блок-схема спектрометра приведена на рис. 35. Наземный
пульт построен из нормального ряда элементов. В наземном
пульте сигналы преобразуются усилителем типа БУ-1н с автома-
тическим регулированием усиления в зависимости от амплитуды
реперных импульсов, приходящих из скважинного прибора.
С блока усиления сигнал подается на четыре блока дискримина-
торов серии БД-1н, каждый из которых может работать в диффе-
ренциальном и интегральном режимах.
Блок экспозиции БЭ-1н, используемый при точечных измере-
ниях, задает время измерения спектра в пределах от 10 до 320 с.
Число импульсов в каналах определяется с помощью блока счета
типа БС-1н емкостью 105 импульсов. Скорость счета может быть
преобразована в постоянный ток для непрерывной регистрации
с помощью блоков измерения скорости счета БИ-1н.
Для определения отношения скоростей счета в двух каналах
служит блок БОС-1н. На его выходе получают напряжение, кото-
74
Рис. 35. Блок-схема у-спектрометра ГКС-1п
рое пропорционально отношению интенсивности сигналов, посту-
пающих с любых двух выбранных дискриминаторов. Для конт-
роля работы пульта предусмотрен калибровочный генератор
БГ-1н. Питание пульта и скважинного прибора осуществляется
стандартными блоками БП-1н и БП-2н.
Энергетическое разрешение спектрометра (для линии 137Cs
с энергией 0,66 МэВ) составляет не более 7 % для СП-1 и СП-3
и не более 15 % для прибора СП-2.
§ 12. ПОГРЕШНОСТИ РАДИОМЕТРИЧЕСКИХ ИЗМЕРЕНИЙ.
ЧУВСТВИТЕЛЬНОСТЬ И ФОН РАДИОМЕТРОВ
Погрешности при радиометрии обусловлены главным образом
неконтролируемыми колебаниями (нестабильностью) параметров
аппаратуры, неточностью эталонирования и статистическим харак-
тером радиоактивного распада и взаимодействия излучений. По-
грешности первых двух типов при тщательной работе можно до-
вести до 1—2 % от измеряемой величины. Третий тип погрешно-
стей обладает особенностями, свойственными лишь измерениям
потоков случайных частиц, остановимся на нем подробнее.
Распределение числа зарегистрированных частиц k при посто-
янных условиях измерения рассмотрено в § 1, где указано, что аб-
солютная и относительная б^ средние квадратические погреш-
ности измерений среднего числа частиц k
Sfe = <5k/k = \!^Jk . (37)
При этом несущественно, в течение какого времени эти k ча-
стиц были зарегистрированы. Если / — интенсивность, т. е. ско-
75
рость счета в единицу времени, а I — время измерений, то соотно-
шения (37) принимают вид
= х/Н > = V/Л, ^i = ^fe = l/V^ - (38)
Следовательно, уменьшения относительной погрешности изме-
рений можно добиться увеличением времени измерений t и повы-
шением скорости счета /, что достигается увеличением чувстви-
тельности детекторов (их размеров и эффективности), а в актив-
ных методах ядерной геофизики также повышением мощности
источников (в пределах, допустимых техникой безопасности).
Во многих случаях интересующая нас величина х является
функцией результата нескольких независимых измерений х =
= Л, ..I п), где /ь />, .... 1п — интенсивность излучения при
независимых измерениях. Если погрешность в определении h
(i=l, 2, ..., /г) невелика, то погрешность Ах определения х полу-
чим, сохранив лишь первые члены разложения х в ряд Тей-
лора
Дх £ МД,
I
где А» —абсолютная погрешность измерения
Согласно теореме о дисперсии линейной функции от случай-
ных величин, дисперсия
(39)
Ь
где щ — дисперсия Ц,
Применим последнюю формулу для вычисления погрешности
определения интенсивности излучения образца при наличии фоно-
вого излучения /ф. Через Г обозначим интенсивность излучения от
образца, включая фон, через t и /ф —время измерений с образцом
и без образца (фонового измерения) соответственно. Истинная
интенсивность излучения образца I (без фона) определяется как
разность Согласно выражению (39) погрешность опреде-
ления I
где погрешности су, и суф для /' и 7* определяются формулой
(38). Окончательно
су = -у/ I'!t Т- 7ф/^ф — V(^ “Ь ^ф)^ "Ь » (40)
6, = су/7 = Л/(7 + 7ф)Д + 7ф/М/* (40а)
Последняя формула показывает, что увеличение фона сущест-
венно снижает точность измерений, если значения / и /ф соизме-
римы. Поэтому при исследованиях слабоактивных образцов боль-
шое внимание уделяют уменьшению фона. Для этого выбирают
детекторы с малым собственными фоном и помещают их в свинцо-
76
вые домики для экранирования от космического излучения и из-
лучения окружающих предметов.
При регистрации непрерывных диаграмм с помощью интен-
симетра (интегрирующей ячейки с постоянной времени тя) отно-
сительная средняя квадратическая погрешность измерений на от-
дельных точках диаграммы
о 1/д/2/тя, (41)
т. е. равна погрешности измерений с усреднением показаний в те-
чение времени 2тя [см. формулу (38)].
Наличие фона ограничивает так называемый порог чувстви-
тельности, т. с. минимальную интенсивность излучения, надежно
измеряемую радиометром. За порог чувствительности радиомет-
ров обычно принимают трех-четырехкратное значение среднего
квадратического колебания фона. Фон приборов включает три со-
ставляющие: космический фон (КФ); излучение окружающих
предметов; собственный (остаточный) фон, обусловленный радио-
активным загрязнением материалов счетчика и других частей ра-
диометра, а также ложными импульсами в счетчиках. Сумму кос-
мического и остаточного фонов принято называть натуральным
фоном (НФ) прибора. Остаточный фон радиометров с газораз-
рядными счетчиками с тяжелым катодом составляет 150—
200 фА/кг, для счетчиков с медным катодом в 1,5—2 раза меньше.
Космический фон для разрядных счетчиков имеет тот же порядок
и увеличивается с высотой примерно на 100 фА/кг на каждые
1000 м. Остаточный фон сцинтилляционных радиометров не пре-
вышает 70 фА/кг, натуральный фон 150 фА/кг.
При эталонировании полевых радиометров и при полевых из-
мерениях вводят также понятие нормального фона, обусловлен-
ного радиоактивностью окружающих пород с нормальным (клар-
ковым) содержанием радиоактивных элементов. Для определения
натурального фона прибора проводят измерения над поверхностью
водоемов с глубиной не менее 2—3 м и при расстоянии от бере-
гов не менее 50 м. Для аэрорадиометров НФ можно определять
также измерениями на нескольких высотах более 500 м, куда не
достигает излучение горных пород. Затем строят график зависи-
мости показаний от высоты и экстраполируют его до нулевой вы-
соты. Полученный график используют для учета НФ на различ-
ных высотах. Для определения НФ можно применять также
многократные измерения с экранами и без них, наподобие радио-
метрического опробования. Когда значение НФ почему-либо не оп-
ределено, за него принимают показания на участках со слабоак-
тивными породами (чистые известняки, каменная соль и т. п.).
§ 13. МЕТРОЛОГИЧЕСКОЕ ОБЕСПЕЧЕНИЕ ИЗМЕРЕНИЙ
В ЯДЕРНОЙ ГЕОФИЗИКЕ
В геологоразведочных организациях существуют метрологиче-
ские службы для контроля за соблюдением государственных стан-
дартов и других документов по вопросам измерений, периодиче-
77
Рис. 36. Установка для градуирования и поверки радиометров (линейка
УПД-1)
ских поверок средств измерений, определения их пригодности
к применению и погрешностей измерений. Средства измерений
должны проходить первичную государственную поверку при их вы-
пуске промышленностью и периодическую поверку (обычно 1 раз
в год, иногда чаще) в ведомственной службе, партиях и экспеди-
циях. Образцовые средства измерений должны проходить перио-
дическую поверку с соблюдением схем, утвержденных государ-
ственной метрологической службой: образцовые поверочные уста-
новки и у-источники I и II классов 1 раз в два года (но первая
периодическая поверка через год после первичной); а- и p-источ-
ники I и II разрядов 1 раз в год (если <5 лет) или два года
(Ту >5 лет); нейтронные, источники Ро=Ве 1 раз в 6 мес,
Рп = Ве—1 раз в два года; образцовые радиометры 1 раз в год.
Внеочередную поверку средств измерений осуществляют при вве-
дении прибора в эксплуатацию и после, ремонта. По результатам
поверки составляют протокол, в котором указывается срок сле-
дующей поверки.
Поверку радиометров естественного у-излучения осуществляют
на поверочной установке типа УПД-I, содержащей горизонтально
закрепленную градуировочную линейку 1 (рис. 36), по которой
движется каретка 2. В ней закрепляют блок детектирования
радиометра 3 таким образом, чтобы ось коллимированного
пучка от у-источника 5, помещенного в коллиматор 4, проходила
через центр сцинтиллятора (разрядного счетчика), что проверяют
с помощью оптической системы. Коллиматор комплектуют смен-
ными вкладышами 6, 7 разного диаметра (см. рис. 36). В гнезде
8 помещают держатель с источником 22GRa. Активность источника
берут (индивидуально для каждого поддиапазона) такой, чтобы
при расстоянии до детектора в пределах 1—5 м можно было по-
лучить отклонение стрелочного прибора примерно в пределах
0,2—0,9 от полной шкалы. Для приборов СРП-68-01 поверка сво-
78
дится к снятию отсчетов при четырех—шести значениях г и их
сравнению с мощностью экспозиционной дозы
Л = (42)
где /эд — значение /0 при г=1 м, указываемое в паспорте источ-
ника.
Если основная погрешность выходит за пределы допуска для
данного прибора, например для СРП-68-01,
Л/н- i (ОД/э Ч-0>015/этах), (43)
где Стах—-значение /э для полного отклонения шкалы, то под-
страивают амплитуду выходного сигнала с помощью переменного
резистора в измерительном пульте.
В приборах СРП-68-02 и СРП-68-03 поверяют погрешность
измерения средней скорости счета I, которую измеряют стрелоч-
ным прибором и контролируют частотомером или пересчетпой схе-
мой при подаче сигналов от генератора импульсов (через конден-
сатор емкостью 0,01 мкФ) к входу эмиттерного повторителя
(после снятия ФЭУ с панели). Отклонения показаний стрелоч-
ного прибора от частоты генератора не должны превышать
А/— ± (0,025/+ 0,015/тах). (43а)
Кроме того, необходимо на поверочной установке УПД-1 опре-
делить переводной (эталонировочный) коэффициент К для пере-
хода от результатов измерений / в импульсах в секунду к едини-
цам мощности дозы Д Для этого измеряют скорость счета / от
образцового источника 226Ra на расстоянии г и вычисляют /э по
формуле (42) или (19). Коэффициент вычисляют по формуле
= Описанная схема исходит из того, что натуральный фон
при измерениях значительно меньше, чем Д Если это не так, то
из показаний прибора / или /э предварительно следует вычесть
фон, т. е, показания при отсутствии в установке УПД-1 источника.
В организациях нефтяной и газовой промышленности, в том
числе при попутных поисках урана, продолжают применять сле-
дующую систему «эталонирования» приборов, предложенную на
раннем этапе развития радиометрии и сводящуюся к установле-
нию характера зависимости между / и Д называемой эталониро-
вочной характеристикой или эталоиировочным графиком (рис. 37).
Эталонировочный график кроме различий в чувствительности ра-
диометров позволяет учитывать нелинейность зависимости пока-
заний от интенсивности излучения, обусловленную просчетами им-
пульсов счетной схемой. Для эталонирования полевых радиомет-
ров выбирают участок 10X15 м с минимальной активностью пород
и вдали от сооружений и предметов, которые могут создавать
помехи за счет рассеянного излучения от эталонного источника.
На расстоянии 6—10 м друг от друга устанавливают два столба
высотой 2 м, между которыми натягивают трос или провод. В верх-
ней части одного из столбов закрепляют радиометр. Его ось дол-
жна лежать на вертикальной плоскости, проходящей через трос,
79
на 8—10 см ниже. На трос подвешивают эталонный радиевый
источник известной активности. Его центр располагают на одной
высоте с центром детектора. Устанавливая источник на различ-
ных расстояниях от детектора, создают различную интенсивность
излучения. При этом интенсивность (дозу) (мкР/ч) рассчитывают
по формуле (19) при feT(Ra)= 1,63 аАм2/(кг-Бк).
По результатам измерений строят градуировочный график (см.
рис. 37). При экстраполяции этого графика до нулевых показаний
прибора на оси абсцисс получают интенсивность фона /Ф на пункте
эталонирования, а при смещении шкалы на оси абсцисс на 7Ф —
окончательную шкалу эталонного графика.
Эталонирование аэро- и автогамма-радиометров осуществляют
в общем таким же образом. Составной частью их эталонирования
является определение остаточного фона. Как указало в § 4,
выражение интенсивности излучения в единицах дозы является не-
сколько условным. Эталонирование (в nA/кг или мкР/ч) позво-
ляет привести к сопоставимым значениям лишь показания радио-
метров с однотипными детекторами. Для радиометров с различ-
ным типом детекторов такое проведение менее удовлетворительно.
В связи с этим переходные коэффициенты от показаний в пикоам-
перах на килограмм и микрорентгенах в час к содержанию урана
(в %) в справочниках приводят отдельно для счетчиков различ-
ного типа.
Для спектрометрической аппаратуры, кроме того, эталонируют
энергетическую шкалу, т. е. определяют связь между энергией
80
излучения и амплитудой импульсов на входе дискриминаторов
(или иначе номером канала амплитудного анализатора). Для изу-
чения этой зависимости обычно проводят исследование спектра
от нескольких источников с различной энергией излучения и
строят график связи между уровнем дискриминации в вольтах
(номером канала), соответствующим пику полного поглощения, и
энергией излучения. Для эталонирования энергетической шкалы
используют источники из 137Cs (энергия излучения 0,662 МэВ),
6(1Со (1,17 и 1,33 МэВ), а в качестве жесткого — у-излучение
с энергией 4,43 МэВ, сопровождающее реакцию Be (а, п), в Ро-Ве
или Ри-Be источниках.
Чувствительность отдельных каналов многоканальной аппара-
туры и спектральные коэффициенты для определения U, Th и К
находят, используя рудные модели с известным содержанием ра-
диоактивных элементов. При повторных поверках можно ограни-
читься сравнением показаний в отдельных каналах и в различ-
ных моделях с результатами первичной поверки.
Поверка эманометров включает поверку диапазонов измере-
ний, коэффициента эталонирования (чувствительности) и нели-
нейности градуировочного графика. Поверку диапазонов измере-
ний проводят так же, как и для радиометров СРП-68-02, 03; па
вход схемы подают импульсы от генератора и показания стрелоч-
ного прибора сравнивают с частотой импульсов, указанной на па-
нели генератора. Чувствительность эманометров поверяют путем
измерения скорости счета при известной активности радона, вве-
денного в эманационную камеру. Для получения такого эталон-
ного образца используют образцовый раствор 226Ra с. известной
активностью (Аиа~ 102—103 Бк), поставляемый в запаянной стек-
лянной ампуле. Образцовый раствор помещают в барботер, вы-
ходы из него запаивают в пламени горелки и выдерживают в те-
чение / = 4-4-5 сут. Активность 222Rn, накопившегося в барботере
за это время.
(I— е
(44)
Для введения накопившегося радона в эманационную камеру со-
бирают схему, приведенную на рис. 38, а.
К среднему штуцеру 3 эманационной камеры 1 через осуши-
тель 5 подключают боковой отвод барботера 6. Резиновая трубка,
надетая на вертикальную его трубку, зажата зажимом 7. Всю
схему собирают с помощью вакуумных резиновых шлангов. Один
из вентилей 3 закрыт, а остальные (2, 4)—открыты. При подклю-
чении насоса к открытому боковому вентилю 4 давление внутри
камеры снижают до 1,3 • 104 Па. Боковой вентиль 4 закрывают,
а вентиль 3 открывают (зажим 7 остается закрытым). При этом
почти весь воздух из барботера через осушитель 5 перетекает
в эманационную камеру. В этот момент включают секундомер и
начинают отсчет времени для учета распада радона.
81
После этого средний штуцер 3 закрывают, а зажим 7 осто-
рожно открывают настолько, чтобы воздух поступал в барботер
не быстрее чем со скоростью один-два пузырька в 1 с. После за-
полнения барботера внешним воздухом зажим 7 закрывают,
и штуцер 3 снова открывают, давая доступ в камеру повой пор-
ции воздуха. Повторяют подобную процедуру 3—4 раза и закры-
вают средний штуцер 3. Практически весь радой из барботера ока-
зывается переведенным в камеру. Манометром измеряют давление
в камере и записывают его в журнал (обычно оно на 0,65—1,3 кПа
ниже атмосферного). После введения радона в камеру показания
эманометра в течение 3 ч растут из-за распада радона и накоп-
ления а-излучающих продуктов его распада RaA, RaB и RaC (см.
рис. 38, б). При t=3 ч практически достигается равновесие между
радоном и продуктами его распада — показания эманометра ста-
билизируются.
При поверке чувствительности прибора проводят трехчасовое
измерение и строят график зависимости показаний nt от t до t =
--3 ч. Коэффициент эталонирования для каждого момента t jt =
= где п<—показания для времени t] —активность ра-
дона, определенная по формуле (44). По этим данным строят гра-
фик зависимости R от t. По нему можно найти для любого
используемого I. При практическом применении прибора экспо-
зиция обычно 5 мин, иногда даже берут мгновенный отсчет,
т. е. Z —0.
Контрольные вопросы и задачи
II.1. Перечислите основные блоки радиометров ядерных излучений.
11,2. Каково назначение формирующего каскада, пересчстпой схемы и инте-
грирующей ячейки?
II.3. Что называют скоростью счета импульсов (частиц)?
II. 4. Чем плохо установление в радиометре слишком малой и слишком
большой постоянной времени интегрирующей ячейки?
II.5. По какому закону устанавливаются показания радиометра после его
включения? Каково отличие показаний от истинных через 10 с, если постоян-
ная времени интегрирующей ячейки 5 с?
11.6. Что такое газовое усиление в газонаполненных детекторах излучения?
II.7. Каково принципиальное различие в характере электрического поля
в ионизационной камере и пропорциональном счетчике? За счет чего это разли-
чие обычно достигается?
II.8. Чем различаются счетчики Гейгера — Мюллера и пропорциональные?
II.9. Что называют плато счетчика и за счет чего оно образуется для счет-
чика Г енгера — Мюллера?
II.]0. Почему эффективность регистрации разрядных счетчиков для у-кван-
тов значительно ниже, чем для р-частиц?
II.II, Почему для регистрации нейтронов не используют счетчики Гейгера-—
Мюллера?
11.12. Какие сцинтилляторы чаще всего используют для регистрации
у-квантов? Почему?
11.13. Какие сцинтилляторы используют обычно в спектрометрах у-излучс-
ния? Почему?
11.14. Какие сцинтилляторы используют для регистрации медленных ней-
тронов?
11.15. Почему в аппаратурном спектре у-излучения возникает линия, соот-
ветствующая энергии Еу = 0,5МэВ?
8?
11.16. Почему составляющая аппаратурного спектра у-излучения, обязаЩ
пая комптоновскому рассеянию, является сплошной? При этом чему пропорцио-
нальна амплитуда импульса — энергии рассеянного кванта или электрона от-
дачи?
11.17. Дайте сравнительную оценку преимуществ и недостатков использо-
вания счетчиков Гейгера — Мюллера, пропорциональных, сцинтилляционных и
полупроводниковых, для регистрации у-квантов.
11.18. Назовите основные требования к радиометрам у-излучения: лабора-
торным, полевым (пешеходным), самолетным и скважинным.
П.19, Что называют энергетическим разрешением спектрометра?
11.20. Какие детекторы используют при спектрометрии у-излучения?
11.21. Используя формулы (17) и (18), проанализируйте зависимость ста-
тистических погрешностей при лабораторных измерениях радиоактивности от
размера и эффективности детектора, размера и удельной активности образца,
времени измерений.
11.22. Каковы абсолютная и относительная статистические погрешности
в определении суммарного числа импульсов, если последнее при измерениях
в течение 2 мин составило 1000 имп.? Какова скорость счета и ее статистиче-
ская погрешность?
11.23. Сколько частиц должен зарегистрировать прибор, чтобы относитель-
ная статистическая ошибка была не более 2 %?
11.24. Найдите относительную погрешность определения скорости счета от
образца (за вычетом фона), если за время измерения активности образца
?и3м = 5 мин набрана статистика 104 имп, а измерения фона в течение 10 мин
дали общий счет 5- 103 имп.
11.25. Используя формулу (35), определите приближенно искажение ампли-
туды показаний Д/ для аэрогамма-аномалии протяженностью 100 м, если по-
стоянная интегрирующей ячейки 0,5 с, скорость самолета 180 км/ч.
11.26. Найдите относительные статистические колебания показаний сква-
жинного радиометра в пределах однородного пласта большой мощности, если
постоянная интегрирующей ячейки 6 с, скорость счета 200 имп/мин.
11.27. Сцинтилляционный детектор облучается практически параллельным
пучком у-кваитов, который параллелен оси сцинтиллятора диаметром 40 мм.
Скорость счета 500 имп/мин при плотности потока квантов 15 имп/с. Опреде-
лите эффективность счетчика.
11.28. Для эксперимента, описанного в задаче 27, рассчитайте эффектив-
ность регистрации -у-квантов в предположении, что высота сцинтиллятора 70 мм,
массовый коэффициент поглощения у-квантов 0,1 см2/г, плотность сцинтил-
лятора 3,7 г/см3?
11.29. Приближенно рассчитайте эффективность регистрации у квантов
с энергией 1 МэВ счетчиком Гейгера—Мюллера. Толщина железного катода
0,1 мм. Линейный коэффициент поглощения при Дф=1МэВ составляет
0,7 см-1. Пучок у-квантов падает перпендикулярно к оси детектора.
Решение. Ради упрощения расчетов и с учетом их приближенного харак-
тера рассмотрим катод прямоугольного сечения, одна грань которого перпенди-
кулярна к пучку. Вероятность регистрации у-кванта, т. е. эффективность счет-
чика, равна произведению вероятности pi поглощения у-квантов в катоде (об-
щая толщина двух параллельных стенок 0,2 мм) на вероятность р2 образую-
щегося электрона попасть внутрь счетчика (в его газовый объем). Значение pi
можно рассчитать по формуле (36), если под d понимать удвоенную толщину
стенок (У=0,О2 мм); р{= 0,014. Пренебрегая анизотропией угло-
вого распределения электронов, образующихся при поглощении у-квантов,
а также их поглощением в тонком катоде, приближенно р2=1/2. Окончательно
£ = ^.^ = 0,007 = 0,7 %.
11.30. Приближенно оцените эффективность цилиндрического счетчика ней-
тронов диаметром 3 см, если макроскопическое сечение реакции В(я, а) з га-
зовом заполнителе счетчика S3=0,1 см-1.
Указание. Аналогично задаче 29 сечение счетчика считать квадратным
(3x3 см), а пучок нейтронов - направленным перпендикулярно к одной из
граней счетчика.
83
Глава III
ГЕОХИМИЯ И МИНЕРАЛОГИЯ ВАЖНЕЙШИХ
РАДИОАКТИВНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
Большое значение для теоретической и практической геологии
имеет изучение геохимических особенностей элементов и их рас-
пределения в земной коре, законов их миграции и концентрации.
Эти данные используют при изучении геологической истории
Земли, в абсолютной геохронологии, при разработке методики
поисков и разведки месторождений радиоактивных руд.
§ 14. СВОЙСТВА И ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
УРАНА, РАДИЯ, ТОРИЯ И КАЛИЯ
С точки зрения поставленных выше задач особенно интересны
следующие свойства радиоактивных элементов: период полурас-
пада, валентность, ионные (или атомные) радиусы, поляризуе-
мость ионов.
Период полураспада элемента (изотопа) определяет его «вы-
живаемость» на Земле. В заметных количествах в Земле могут
присутствовать лишь элементы (изотопы), период полураспада ко-
торых больше или сопоставим с возрастом Земли, или же те из
них, которые постоянно образуются в ядерных процессах, напри-
мер, при распаде долгоживущих изотопов.
Эффективный ионный радиус и поляризуемость ионов (опреде-
ляемая степенью деформации электронных оболочек под действием
других ионов) влияют на изоморфизм. Изоморфизм у химически
близких веществ возможен только тогда, когда размеры и поляри-
зуемость замещающих друг друга частиц близки. Кроме того,
установлено, что при прочих равных условиях ионы с большим
радиусом чаще остаются в жидкой фазе, а ионы с малым радиу-
сом— в твердой.
Устойчивость тех или иных соединений элементов и последо-
вательность их выпадения из охлаждающейся магмы характери-
зуется энергией кристаллической решетки: чем она выше, тем
раньше при прочих равных условиях кристаллизуются минералы.
Соответственно для ассоциации минералов обычно характерна
близость энергии их кристаллических решеток.
Уран открыт в 1789 г. немецким химиком М. Клапротом в ура-
новой смоляной руде, добытой в Саксонии. Плотность различных
модификаций металлического урана колеблется от 18,06 до
19,04 г/см3, цвет серебристо-белый. Природный уран содержит три
изотопа: 238U (содержание в естественной смеси изотопов урана
99,2739 %); 235U (0,7024 %); 234U (0,0057 %)—короткоживущий
изотоп (7=2,45-105 лет), дочерний продукт 238U (см. табл. 1,
рис. 1). Кларк урана — 3-104 %.
В лабораториях получены соединения трех-, четырех-, пяти- и
шестивалентного урана. В природе встречаются только четырех-
84
и шестивалентные формы. Ионы U4+ и П6+ обладают литофиль-
ными свойствами, высоким сродством к кислороду и встречаются
в природе исключительно в Биде оксидов и солей кислородных
кислот. Для урана характерна исключительная способность к изо-
морфизму, особенно при эндогенных процессах минералообразо-
вания. В изоморфизме участвует U4+ имеющий ионный радиус
0,105 нм, что очень близко к ионным радиусам Th4+ (0,11 нм), Zr5+
(0,089 нм), TR31; Y3+ (0,097—0,122 нм), Са2+ (0,106 нм). Ионный
радиус UC1+ составляет 0,079 нм.
Благодаря способности изменять валентность уран может быть
то окислителем, то восстановителем. В щелочной среде он обра-
зует комплексные анионы уранатов (UO4)2 ’ и диуранатов (ГДОу)2^,
дающие соли, слабо растворимые в воде. Шестивалентный уран
в щелочной среде энергично окисляет двухвалентное железо
(Fe2+)} восстанавливаясь до четырехвалентного U4+, что имеет
большое значение при образовании месторождений урана. В кис-
лой и нейтральной средах уран входит в состав комплексного
иона уранила (CJO2)2+ дающего устойчивые и хорошо раствори-
мые в воде соли, двойные соли и комплексные соединения с кар-
бонатным, сульфатным, фосфатным анионами, с комплексами гу-
миновых кислот и др.
Основная особенность урана — большая химическая активность
и сильная восстановительная способность, особенно ярко прояв-
ляющаяся в кислых водных растворах. С кислородом уран обра-
зует оксиды UO2, U3O8 и UО3, который в природных условиях без
воды обычно не встречается, С кислородом он образует соли ура-
нила (UO2)2+, с. водой—* гидратизированную форму уранила
[U(ОН)4]а+, с щелочами — комплексный анион (UO4)2^ и анион
(U4O7)3- Природные соединения четырехвалентного урана имеют
черный, черно-коричневый и красно-бурый цвета и характери-
зуют гипогенные условия образования минералов или условия
восстановительной среды. Соединения U6+ имеют яркие зеленова-
тые и желтые цвета и относятся к области образования вторич-
ных урановых минералов. В геохимии U6+, как более устойчивый
ион, имеет преимущественное значение. Его характерной особен-
ностью является способность растворяться в присутствии карбона-
тов аммония или щелочных металлов с образованием соединений
типа иОаСОз-2(ЬШ)2, СО3ЫаиО2(СОз)2 и др-
Радий открыт в 1898 г. М. Склодовской-Кюри, в чистом виде
выделен ею же в 1910 г. Радий — дочерний продукт в семействе
238U, мягкий металл серебристого цвета с плотностью 5 г/см3. Хи-
мические свойства радия близки к свойствам бария, вместе с ко-
торым он часто встречается в смоляной руде, всегда двухвалентен.
При взаимодействии с кислотами оксиды и гидраты оксидов радия
и бария легко. образуют соответствующие соли, причем соли
с анионами С1~, Вг_, J- и NO3~ легкорастворимы, а соли с анио-
нами F_, SO.)2- , СО32“ и РО42 ’ труднорастворимы в воде. Это огра-
ничивает миграционные возможности радия в поверхностных усло-
виях, где часто господствуют сульфатные воды. При наличии кис-
85
лой реакции уран такими водами легко выносится, а радий на-
капливается в виде сульфатов.
В природных условиях радий встречается преимущественно
в рассеянном состоянии и из-за чрезвычайно низкого кларка (по
А. П. Виноградову 1СН° %) самостоятельных минералов, как пра-
вило, не образует. Известна лишь небольшая группа неурановых
минералов с несколько повышенной радиоактивностью, обуслов-
ленной радием: радиокальцит (Ca,Ra)CO3, радиофлюорит
(Ca,Ra)Fs, радиобарит (Ba,Ra)SO4, гокутолит (Ba,Pb,Ra) SO4 и
некоторые другие.
Торий открыт в 1829 г. И. Берцелиусом в сиенитах Норвегии,
в минерале, названном позднее торитом (ThSiO4). Металлический
торий выделен в 1898 г., в том же году установлена его радиоак-
тивность. Торий — мягкий, серебристо-белый металл плотностью
11,7 г/см3. Он в природе представлен практически единственным
изотопом 232Th. Его кларк в 2,7 раза выше, чем для урана
(8*10-4%). По величинам ионного радиуса (0,11 нм) и энергети-
ческого коэффициента (ЭК=6,8) торий сходен с четырехвалент-
ным ураном. Он всегда четырехвалентен, в сочетании с другими
ионами дает один анион (ThCU)4", поэтому соединения тория
устойчивы по отношению к окислению, что резко отличает торий
от урана, способствует их разобщению при миграции. В магмати-
ческом процессе в условиях недостатка кислорода Th4+ и U4+
мигрируют вместе, дают ряд уран-ториевых минералов. В гидро-
термальных процессах уран частично переходит в шестивалентную
форму, образует собственно урановые соединения и мигрирует
дальше, чем торий.
В природных условиях торий встречается в виде оксидов, на-
пример, торианит (Th, U)O2, силикатов с ионами Th4+ (торит
ThSiO4), силикатов с комплексами [ThO4]SiC)4 и в других формах,
например монацит GeLaTh(PO4) (SiO4). Основная особенность
природных соединений тория — весьма слабая их растворимость.
Благодаря высокой способности тория к изоморфизму в большин-
стве его минералов присутствуют U, TR, Ti, Nb и другие эле-
менты.
Калий. Физико-химические свойства калия резко отличны от
свойств других радиоактивных элементов. Прежде всего калий
распространен в природе в несравненно больших количествах. Он
относится к группе щелочных металлов, имеет порядковый номер
19, атомную массу 39,1 и удельный вес 0,86 г/см3.
Из наиболее распространенных калийсодержащих минералов,
обусловливающих повышенную радиоактивность горных пород,
следует отметить сильвин КС1, карналлит (КС1, MgCR) • 6Н2О,
калиевую селитру KNO3, микроклин и ортоклаз (K2OAI2O3)[SiO2]6,
биотит, мусковит, глауконит и др. В глинистых минералах значи-
тельная часть калия присутствует не в виде свободного иона,
а заключена в решетку минералов, где располагается между ее
базальными плоскостями и фиксируется благодаря ее сжатию.
Остальная часть калия адсорбирована поглощающим комплексом
86
Таблица 7. Характеристики урана, тория, радия и калия
Элемент Относитель- ная атомная масса Поряд- ковый номер Плот- ность, г/см3 В алентность в природ- ных соеди- нениях Радиус* * * § иона, 10—8 см эк**
и 238,07 92 18—19 4,6 1,05 (LH+) 0,75 (U«+) 6,8
Th 232,12 90 11,7 4 1,1 6,8
Ra 226,05 88 5,0 2 — —
К 39,10 19 0,86 1 1,33 0,36
* По В. М. Гольдшмидту.
** По А. Е. Ферсману.
глин и прочно связана с ним. Наиболее сильно калий фиксируется
в гидрослюдах, особенно насыщенных Са2+ и Na2+. При выщела-
чивании многие гидрослюды теряют ионы К"1', однако процесс де-
гидратации гидрослюд обратим и при добавлении в растворы ка-
лия глинистые минералы снова захватывают его.
Некоторые характеристики урана, тория, радия и калия приве-
дены в табл. 7.
§ 15. УРАН И ТОРИЙ В РАЗЛИЧНЫХ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССАХ
При интерпретации данных о радиоактивности пород и для
правильной ориентации поисковых работ па уран и торий необхо-
димо знать их поведение в основных процессах образования гор-
ных пород.
Магматический процесс породообразования
Содержание урана и тория зависит от стадии кристаллизации
магматического расплава, состава магмы, типа образующихся гор-
ных пород. Концентрация этих элементов в продуктах первичного
этапа магматической кристаллизации значительно ниже, чем на
главном и, особенно, остаточном этапах. Она при прочих равных
условиях выше в породах с высоким содержанием кремнезема,
калия (уран) и натрия (торий) и с низкой концентрацией щелоч-
ноземельных элементов.
При кристаллизации базальтовой магмы заметной концентра-
ции урана не происходит. На ранней (первичной) стадии кристал-
лизации гранитной магмы в восстановительной и щелочной обста-
новках U4+ входит в рассеянном виде (изоморфные примеси) в ак-
цессорные минералы (до 5% урана), частично породообразующие
минералы (5—15%), а также в микровключения и межзерновую
жидкость. И если торий образует существенно ториевые акцессор-
ные минералы (монацит, торианит, ортит и др.), то собственные
$7
минералы урана, ооразованные в магматическом процессе, редки.
Образование таких минералов (уранинит, бреггерит и др.) при-
урочено в основном к остаточному этапу кристаллизации, когда
летучие компоненты, выделившиеся из гранитной магмы, образуют
пегматитовые жилы и дают начало пневматолитическим и гидро-
термальным процессам.
Из-за рассеяния урана и тория в магматическом процессе соб-
ственно магматические промышленные месторождения их крайне
редки. Несколько более богатыми источниками урана (концентра-
ции до п- IO"2 %) являются пегматитовые жилы.
Гидротермальный процесс породообразования
Гидротермальный процесс заключается в переносе растворен-
ных веществ нагретыми водами по трещинам или зонам повы-
шенной проницаемости пород (в частности, вдоль проницаемых
пластов). К гидротермальным месторождениям приурочены зна-
чительные извлекаемые при современном уровне развития тех-
ники запасы многих цветных и редких металлов, в том числе и
радиоактивных элементов. Генезис этих месторождений до настоя-
щего времени изучен недостаточно.
Происхождение гидротермальных вод разные, авторы объяс-
няют по-разному. Одни считают, что гидротермальные растворы
образуются за счет газов и паров воды, выделяющихся из магмы,
другие— за счет фильтрации вниз и нагрева магмой обычных под-
земных вод, имеющихся в земной коре. Третьи высказываются
за смешанное происхождение вод. Гидротермальные растворы —
сложные динамические системы с преобладанием анионов карбо-
натов, сульфатов, хлоридов и катионов щелочных и щелочнозе-
мельных элементов. При движении растворов по трещинам или
проницаемым зонам их состав может существенно меняться за счет
обмена с вмещающими породами.
В зависимости от глубины образования, т. е. от физико-хими-
ческих условий, гидротермальные месторождения различают по
вещественному составу и разделяют на три группы: гипотермаль-
ные, мезотермальные и эпитермальные. Ведущими элементами
гидротермальных жил являются S, Fe. Си, Zn, As, Sb, Se, Ag, Sn,
Pb, Co, Ni, Mo, Cd, Те, W, Au, Hg, Bi, U, F, H. В то же время
условия гидротермальных растворов не благоприятствуют мигра-
ции кристаллохимически близких к урану элементов, таких как
Th, Zr, TR, Ti, Nb, Та. Поэтому происходит их пространственное
отделение от урана. Последовательность кристаллизации минера-
лов гидротермальных жил совпадает с понижением энергии кри-
сталлических решеток.
Весьма часто гидротермальные растворы содержат уран, и он
обнаруживается в большинстве неурановых минералов (концен-
трация от 10-5 до п-10_3 %). На отдельных участках, где возни-
кают условия для выпадения урана, образуются урановые руды
с концентрацией до нескольких процентов. В отличие от магма-
68
Тического процесса здесь большая часть урана сосредоточена
в его собственных минералах (оксиды), реже содержится в урал-
органических соединениях, силикатах и титанатах урана. Часть
урана рассеяна среди неурановых минералов, только незначи-
тельная доля присутствует в виде изоморфных примесей.
Формы нахождения урана в гидротермальных растворах изу-
чены недостаточно. Наиболее вероятна гипотеза о переносе его
в виде уранил-карбонатных и уранил-силикатных комплексов типа
[UO2(Cb3)2(H2O)2]2-, [UO2(CO3)3p- [(UO2OH) (HSiO3)]2- устой-
чивых в растворах при температурах до 150—250°C. В некоторых
случаях считают возможным перенос U4+ в форме галоидных
соединений UCU, UF4.
Выпадение урана из растворов связывают с разрушением
урансодержащих комплексных ионов, главным образом из-за вос-
становления U6+ до в кислой, нейтральной и слабощелочной
средах. В качестве восстановителей и осадителей урана выступают
Fe2+, сульфидная сера, органические соединения и некоторые само-
родные элементы. Например, при взаимодействии ураноносных
комплексов с сульфидной серой происходит реакция
Na4UO2 (СО3)3 + H2S = UO2 + 2Na2CO3 + S.
Разрушение ураноносных комплексов вызывается и нарушением
равновесия при взаимодействии раствора с вмещающими поро-
дами. При этом возможно выпадение карбонатов и, следовательно,
снижение концентрации СО2, что способствует разложению ура-
нил-карбонатных комплексов и выпадению урановых минералов.
Другими причинами являются потери растворами растворенных
газов (уход в верхние проницаемые пласты), изменение кислот-
ности раствора, его температуры, окислительно-восстановитель-
ного потенциала и др. Глубина формирования уранового орудене-
ния 500—2000 м, температура — около 220 °C и ниже. Это следует
из набора минералов — индикаторов температуры, встречающихся
вместе с урановыми минералами: самородный висмут (темпера-
тура плавления 271 °C), гётит (устойчив в интервале 110—170 °C),
барит (температура образования 130—160 °C).
Согласно прежним представлениям, торий, соединения которого
практически нерастворимы в воде, в гидротермальных процессах
участия не принимает. Однако в настоящее время установлено,
что в некоторых гидротермальных образованиях торий встречается
в виде монацита или разновидностей торита.
Экзогенные процессы
Экзогенными процессами называют совокупность многочислен-
ных процессов изменения горных пород и их минералов при попа-
дании в условия земной поверхности, резко отличающиеся от глу-
бинных, в которых породы образуются. На поверхности Земли
с ее относительно низкими температурами и давлениями, нали-
чием свободного кислорода, угольной кислоты, жидкой воды и т.п.
89
эти породы оказываются неустойчивыми и стремятся перейти
в другое, более устойчивое состояние. Происходят интенсивный
процесс их разрушения и переотложения, физико-химические изме-
нения породообразующих и сопутствующих минералов. Миграция
элементов, происходящая в этих условиях, может приводить
к рассеянию рудных элементов или же, наоборот, к их концентра-
ции в осадочных горных породах.
При разрушении коренных горных пород поведение урана и
тория резко расходится. Поскольку в изверженных породах торий
присутствует чаще всего в виде изоморфных примесей в таких хи-
мически устойчивых соединениях, как монацит, ортит, циркон, ксе-
нотим, сфен и т. п., при разрушении материнских пород большая
часть его сохраняется в остаточных минералах коры выветрива-
ня или же концентрируется в монацитовых, ортитовых и других
россыпях. Образованию ториевых россыпей способствуют условия
тропического и реже умеренного климата при которых процессы
химического выветривания преобладают над физическим разруше-
нием пород и уменьшается вероятность дробления и истирания
торийсодержащих минералов. Роль воды в геохимической истории
тория в зоне гипергенеза сводится в основном к его механической
миграции и дифференциации.
Поведение урана при выветривании горных пород различно для
разных его форм. Акцессорные минералы, содержащие в своем
составе некоторую часть урана, устойчивы к выветриванию, рас-
сеиваются в массе обломочного материала и при благоприятных
условиях концентрируются, образуя россыпные месторождения.
При разрушении основных породообразующих минералов (полевые
шпаты, слюда и др.) входящий в их состав уран сравнительно
легко переходит в растворимую форму и переносится поверхност-
ными и подземными водами. Третья (подвижная) форма урана
(легкорастворимые тонкодисперсные и рассеянные в породе ок-
сиды урана, уран, сорбированный на поверхности зерен, и т. п.)
легко вымывается из горных пород слабокислыми и слабощелоч-
ными водами. Благодаря высокому содержанию этой формы
в гранитах она играет наибольшую роль в образовании экзоген-
ных месторождений. Источником этой формы урана могут слу-
жить и некоторые относительно высокорадиоактивные осадочные
породы. Иногда часть подвижного урана связывается тонкодис-
персными продуктами на месте разрушения горных пород, и обра-
зуются радиоактивные аномалии, не представляющие практической
ценности.
В условиях повышенного кислородного потенциала, характер-
ного для большинства экзогенных процессов, четырехвалентный
уран переходит в шестивалентную форму и его первичные мине-
ралы образуют легкорастворимые соединения. Растворимость раз-
личных собственно урановых минералов разная: быстрее всего
переходят в раствор урановые черни, затем настуран, значительно
труднее браннерит, давидит, коффинит. Повышение содержания
углекислоты в водах облегчает выщелачивание урана, так как спо-
90
собствует образованию хорошо растворимых уранил-карбонатных
комплексов.
Разрушение месторождений урана, вскрытых эрозией, кроме
выноса урана водами сопровождается образованием и отложением
вблизи рудных тел вторичных минералов урана (ванадаты, фос-
фаты, карбонаты, силикаты и т. и.), более устойчивых в экзоген-
ных условиях (так называемые месторождения выветривания);
сорбцией урана коллоидными и тонкодисперсными минералами
(гидрооксиды железа, марганца, глины); проникновением урана,
выщелоченного поверхностными и подземными водами, на глубину
и образованием вторичных зон обогащения.
Минеральный состав зоны окисления зависит от первичного
минерального состава руд и от климата. В безводных пустынных
районах образуются растворимые уранил-карбонатные комплексы.
При дальнейшем взаимодействии с породой они разрушаются, об-
разуя карбонаты и силикаты урана. Во влажном климате с оби-
лием разлагающихся растительных остатков образуются органи-
ческие кислоты и формируются соли урана, устойчивые в раство-
рах, которые мигрируют на большие расстояния.
В магматогенных процессах радий и уран, как правило, нахо-
дятся в равновесном состоянии и сопутствуют друг другу. Однако
в гипергенной зоне это равновесие из-за различной способности
(J и Ra переходить в раствор часто нарушается. Вытцелачивае-
мость радия резко (до 104 раз) меняется в зависимости от со-
става материнских пород и минералов, их сохранности, а также
химического состава природных вод. Она, например, уменьшается
в присутствии углекислоты. В щелочной и нейтральной средах
увеличивается процесс адсорбции радия, особенно силикатными
породами. Присутствие в воде иона SO42^ может вызвать сокри-
сталлизацию радия с труднорастворимыми сульфатами Pb, Sr, Ва
[радиобарит (Ba, Ra) SO4 и т. п.], а обогащение СО32“— с карбо-
натами, например в виде радиокальцита (CaRa) СО3.
Основным транспортером урана при миграции в гипергенных
процессах являются поверхностные и подземные воды. Перенос
урана водами осуществляется в механической и растворенной фор-
мах. Механически уран переносится в составе акцессорных мине-
ралов и в сорбированном виде (на поверхности частиц тонкодис-
персных материалов и органического вещества).
Форма переноса в растворах зависит от химического состава
и pH среды. Чаще всего поверхностные и подземные воды при-
поверхностной зоны обогащены СОз2” и НСО3~. Здесь уран при
рН = 4,5-?6,5 переносится в виде соединений уранил-карбонатного
комплекса UO2(CO3)22_ с Na, Са, Mg, а при рН>6,5 в виде соеди-
нений комплекса и<Э2(СОз)з“
В бескарбонатных водах районов развития силикатных пород
при pH = 4,54-7,5 уран переносится в виде ионов UO22+ и
UO2(0H)+. а также недиссоциированных молекул UO3H2O и
НОз2Н2О, имеющих в нейтральных водах склонность к образо-
ванию коллоидных агрегатов.
91
В очень кислых водах (рН<4), образующихся вблизи суль-
фидных руд и имеющих ограниченное распространение,
уран переносится комплексными сульфат-ионами [UOa (SOa)^2^,
[UO2(SO4)3]'’-, а также сульфат-уранилами UO2SO4, но из-за их
неустойчивости только на близкие расстояния.
В слабощелочных и особенно в слабокислых водах гумидиых
областей уран мигрирует в виде комплексных уранорганических
соединений гуминовых и фульвокислот а также в органических
коллоидах. В морях и океанах с их слабощелочными водами в ос-
новном встречается комплекс иС>2(СОз)з4“-
Когда па пути движения подземных вод для урана возникают
геохимические барьеры, т. е. условия благоприятствующие осаж-
дению, могут образовываться урановые руды.
Осаждение (концентрация) урана из подземных вод связано
главным образом с образованием его нерастворимых соединений
или с процессами адсорбции. Наиболее благоприятными усло-
виями осаждения урана являются пониженный кислородный
потенциал и присутствие органических веществ, сульфидов, фосфа-
тов, минералов двухвалентного железа, а также глинистых мине-
ралов. При отсутствии свободного кислорода Пб+ восстанавлива-
ется до U4+, соединения которого значительно менее растворимы
и могут выпадать из растворов, например соединения типа вана-
датов (карнотит и др.), фосфатов (отенит и др.), арсенатов (цей-
нерит и др.), карбонатов (ураноталит), силикатов (склодовскит)
и т. д. (см. § 16).
Выпадение из растворов урана в результате адсорбции и со-
осаждения особенно интенсивно протекает на глинистых и орга-
нических коллоидах, на осадках гидрата железа, алюминия, мар-
ганца, кремния и др. Среди других концентраторов урана —
фосфатные минералы, в которых он изоморфно замещает
кальций.
Концентрация урана в водах океанов и открытых морей
(3-10-8 г/л) далека от насыщения. Поэтому уран не может здесь
непосредственно выпадать в осадок. В то же время его содержа-
ние в осадках выше, чем в морской воде что говорит о существо-
вании каких-то специфических процессов перевода урана из водно-
растворенной формы в осадки. Таких процессов два: первый —
сорбция урана осаждающимися глинистыми частицами, фосфа-
тами, оксидами железа и кремния. Этот процесс в условиях слабо-
щелочных вод открытых морей и океанов идет относительно вяло
поэтому содержание урана в их осадках невысоко. Неблагопри-
ятны условия для такого осаждения и в замкнутых частях (лагу-
нах, заливах), расположенных в аридной зоне, из-за еще большей
щелочности вод (pH = 8-j-9).
. Более благоприятны условия замкнутых бассейнов в областях
с гумидным климатом с их опресненными водами (рН<7) и оби-
лием органического вещества, снижающего окислительно-восстано-
вительный потенциал Eh. При pH<7 кроме адсорбции начинается
выпадение урана из-за разрушения растворенного уранил-карбо-
92
натного комплекса [иО2(СО3)з14~ и перехода шестивалентного
урана в четырехвалентяый, дающий нерастворимые соединения.
Второй процесс — диагенез. На раннем его этапе наблюдается
развитие бактерий в осадках, обогащенных органическим вещест-
вом, появление избытка газов СН3, СО2, Н2, СН4, H2S и недостатка
кислорода. Под их воздействием иловые воды становятся слабо-
кислыми (рН<7), a Eh отрицательным. Все это способствует вос-
становлению урана а также F, Мп, Mo, V, Сг и др. и их переводу
из иловых вод в осадок. Активный обмен иловых и придонных
вод обеспечивает длительный приток урана в осадки. В дальней-
шем происходит перераспределение компонентов осадка, образова-
ние стяжений, конкреций, линзовидных прослоев, обогащение раз-
личными минеральными новообразованиями. Такие месторожде-
ния называют седиментационно-диагенетическими.
Концентрация, урана на континентах зависит от ряда факторов,
особенно от климата. При гумидном климате уран мигрирует на
небольшие расстояния, так как интенсивно сорбируется гуму-
совым веществом почв, хорошо здесь развитых. Основными кон-
центраторами урана являются торфяники, озерные и речные отло-
жения, обогащенные гумусом и расположенные вблизи разрушаю-
щихся ураноносных массивов или древних месторождений. Уран
может концентрироваться как из поверхностных вод, так и из под-
земных, которые часто пропитывают подошву торфяников.
Концентрация урана в условиях аридного климата связана
с двумя процессами.
1. Резкое преобладание испарения над осадками обеспечивает
почти постоянные «подсос» и испарение подземных вод, выпаде-
ние на поверхности земли ярко-желтых сульфатов, карбонатов,
ванадатов урана вместе с гипсом и другими солями. Эти инсоля-
ционпые концентрации, подобные солончакам, не представляют
промышленного интереса, но, будучи сходными с зоной окисления
мелкозалегающих месторождений, затрудняют интерпретацию ма-
териалов радиометрических поисков.
2, Нисходящие кислородсодержащие воды в пористых полого-
падающих пластах образуют зону пластового окисления, а также
окисляют в пласте органическое вещество и железо и обогащаются
ураном до концентраций 10~5 г/л и более. На некоторой глубине
(десятки и сотни метров), когда кислород воды исчерпывается,
она попадает в восстановительные условия (геохимический
барьер), где выпадают пирит, урановые черни, настур-ат, коффи-
нит и др. Эта граница двух зон со временем перемещается вниз.
Вторичная концентрация урана на границе практически без-
ураковой зоны окисления (бурая и желтая окраска — оксиды Fe
и Мп) и зоны неизмененных сероцветных пород (с фоновым со-
держанием урана) имеет серповидную форму (из-за изменений
скорости фильтрации вод по простиранию) и названа А. Е. Ферс-
маном гидрогепной.
Итак, основными концентраторами тория в зоне гипергенеза
являются остаточные минералы, сосредоточенные в зоне коры вы-
93
ветривания или в обломочных породах. Для урана и радия такими
концентраторами в гипергенных процессах будут глинистые кол-
лоиды, органические соединения, глауконит и фосфаты, являю-
щиеся хорошими сорбентами, а органика также восстановителем
урана. Осаждение урана связано еще с анионами-осадителями
(SO?-,.VO?-, As?-, РО?~ и т. тт.), а радия — с его изоморфными
примесями при осаждении карбонатов и сульфатов кальция и ба-
рия.
Перенос и концентрация урана при метаморфизме осадочных
пород связаны с огромными количествами воды, выделяющейся
при этом из пород, особенно глинистых. Эти воды содержат в рас-
творенном виде углекислоту и самые различные элементы, в том
числе уран. Двигаясь по трещинам, растворы попадают в области
с пониженным давлением, теряют углекислоту и уже не могут
удерживать в растворенном состоянии первоначальное количество
урана и кальция. Выпадают кальцит, оксиды урана и другие мине-
ралы, образуются ураноносные жилы среди осадочных и метамор-
фических пород. Такие месторождения не связаны с магматиче-
ской деятельностью и относятся к метаморфогенным.
Геохимия радиоактивного изотопа 40К неразрывно связана
с поведением его основного стабильного изотопа 39К и поэтому
специально не рассматривается. Максимальная концентрация ка-
лия в осадочных породах приурочена к отложениям калийных со-
лей. Однако для ядерной геофизики наибольший интерес представ-
ляют совместные отложения калия с другими радиоактивными
элементами, связанные в зоне гипергенеза с глинистыми минера-
лами.
§ 16. ВАЖНЕЙШИЕ МИНЕРАЛЫ УРАНА И ТОРИЯ
Известно более 160 минералов, в состав которых в заметных
количествах входит уран, и более 100 минералов, содержащих то-
рий. В зависимости от содержания указанных элементов эти ми-
нералы делятся на собственно урановые и ториевые (Си, ти>30 %)
и уран- и торийсодержащие. Среди урановых и урапсодержащих
минералов выделяют первичные и вторичные.
Группа первичных минералов урана представлена его оксидами
и сложными безводными оксидами, содержащими титан, железо
и торий. Среди оксидов, содержащих U4+ и U6+, наибольшее рас-
пространение имеют уранинит, настуран и урановые черни ^со-
держание урана 50—90 % ).
Уранинит имеет обобщенную химическую формулу &(U, Th)O2X
ХШОз-mPbO. Эго плотный черный со смолистым блеском мине-
рал, образующийся в пегматитах, пневматолитовых и гидротер-
мальных жилах.
Настуран (урановая смолка) — MJO2 • (UO3 • mPbO в- отличие
от уранинита выделяется в виде плотных натечных форм и не со-
держит изоморфные примеси тория и редких земель. Образуется
94
в гидротермальных жилах, имеет черный иногда с зеленоватым
оттенком цвет.
Урановые черни имеют тот же состав, что и настуран, но отли-
чаются порошковатым землистым строением. Урановые черни ни-
когда не встречаются в плотных или кристаллических выделениях,
имеют черный, темно-серый или зеленовато-серый цвет.
Уранинит и настуран — главные рудные минералы крупных
урановых месторождений. Черни широко распространены в зоне
окисления и цементации урановых месторождений.
Важными рудными минералами пегматитов и высокотемпера-
турных жил являются титанаты урана: браннерит — (U,Ca,Y,
Th) (Ti, FeJzOc, содержание урана 28—44 %, а также урансодер-
жащий минерал давидит—(Fe, С1)ТЮз с содержанием урана
20 %. Цвет браннерита буровато-желтый, давидита — черный.
Вторичные минералы урана представлены сульфатами, карбо-
натами, фосфатами, ванадатами, молибдатами и силикатами ура-
нила, а также гидроксидами урана (табл. 8). Среди них наиболь-
ший промышленный интерес представляют ванадаты (карнотит,
тюямунит) и силикаты (коффинит). В отдельных случаях совме-
стно с первичными рудами могут эксплуатироваться фосфаты и ар-
сенаты урана. Гидроксиды, карбонаты, сульфаты и сульфат-карбо-
наты урана промышленного значения чаще всего не имеют.
Однако некоторые из них, например шрекингерит, легко диагности-
руются и используются при поисках урана.
К урансодержащим минералам относятся органические соеди-
нения, сложные оксиды титана, галлия, ниобия, тория и редких
земель, фосфаты и силикаты. Органические соединения урана
представляют собой сложные уран- и торийсодержащие углево-
дородные комплексы переменного состава с черной окраской, об-
разуют налеты и псевдоморфозы по настурану или землистые и
сажистые скопления. Промышленное значение среди них имеют
тухолит и карбуран. Урансодержащие минералы второй группы
(оксиды Ti, TR, Та, Nb, фосфаты, силикаты) являются комплекс-
ными рудами, из которых одновременно с ураном и торием извле-
кают титан, ниобий и редкие земли. В число минералов рассмат-
риваемой группы входят пирохлор — (Са, Се, U)2(Nb, Та,
Ti)3O6-7(OH, F), бетафит — (Сa, TR, U) (Nb, Та, Ti)3O9-«H2O,
эвксенит, фергюсонит, самарскит, гатчетолит, колумбит и др. Уран-
содержащие фосфаты и силикаты представлены акцессорными ми-
нералами: ксенотимом—- (Y, U)PO41 цирконом — ZrSiO4, орти-
том— (Са, Се)з(А1, Fe)3Si3Oi2(O, ОН), сфеном — (Са, Ti) [SO4]O
и др.
Ториевые и торийсодержащие минералы представлены окси-
дами и силикатами, а также сложными оксидами титана, тантала,
ниобия, редких земель и фосфатами этих элементов (табл. 9). Все
ториевые минералы в тех или иных количествах содержат в своем
составе уран, вследствие чего могут рассматриваться как торий-
урановые или торий-урансодержащие. Ураноторит и макинтошит,
например, служат комплексным сырьем на уран и торий.
95
g Таблица 8. Некоторые вторичные урановые минералы
Класс Ми нерп л Формула
Силикаты Уранофан Коффинит CaH2[(UO2.)2SO4] • 5Н2О U(SiO4)1_x(OH)4j£
Гидроксиды урана Янтинит Скупит UO2(OH)2 4UO3-9H2O
Сульфаты Циппеит Иоганнит [ 6UO2 > 3(0 Н)2 • 3SOJ • 12На0 Cu[UO2(OH)SO4Ia-6H2O
Сульфат-карбонаты Шрекингерит NaCa3(UO2)(CO3)3SO4
Карбонаты Резерфордит иОг-СОз
Фосфаты Отенит Торбернит Фосфуранилит Ca[UO2PO4]'8—12На0 Cu[U0QP0J-8— 12Н2О (UO2)3(PO4)r6H2O
Арсенаты Цейнерит Ураноспинит Т регерит Cu[U02-As04]2-10H20 Ca[U02-As04]r10H20 (UO2)3(AsO4)2- 12Н2О
Ванадаты Молибдаты Карнотит Тюямунит Умохоит K2(U02)2(V04)2-3H20 Ca(UO2),(VO4)s-5-8H2O UO2MoO4-4H2O
Цвет Содержание урана, %
Желтый, соломенно-желтый Черный 67 68
Фиолетовый, фиолетово-черный Лимонно- или серо-желтый 85 85
Оранжево- или ярко-желтый Травяно-зеленый 73 61
Желтый, зеленовато-желтый 31
Желтый 87
Соломенно-желтый Изумрудно-зеленый 60 61 75
Изумрудно-зеленый Соломенно-желтый Буровато-желтый 56 57 65
Соломенно-желтый Зеленовато-желтый Черный 57 57
Таблица 9, Некоторые ториевые и торийсодержащие минералы
1 Класс I 1 Минерал Формула Цвет Содержа- ние то- рия. %
()ксиды Торианит (Th, U)O2 Буровато- черный 6-93
Силикаты Торит Ураноторит Макиито- шпт ThSiO4 (Th, U)SiO4-/iJI2O (Th, U)Si04-H20 Черный Черный, бу- ровато-черный То же 72 4(3—52 52
('ложные ок- сиды Эшинит (Ce, Th)(Ti, Nb)2O8 До 17
Силикаты цир- кония Циркон ZrSiO4 Коричневый До 12
Фосфаты ред- ких земель Монацит Ксенотим (Ce, La, Pr, Nd. Th)x XPO4SiO4 (Y, Th, U)POt Желтовато- бурый Желтоватый до бурого, зеленоватый 4—19 До 2
Рудными минералами тория, служащими для промышленной
добычи, являются торианит, торит, монацит, ксенотим. Два послед-
них являются акцессорными минералами, накапливаются в рос-
сыпях и разрабатываются не только на торий, но также на редкие
земли, а иногда и на уран.
§ 17. РАСПРОСТРАНЕНИЕ РАДИОАКТИВНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
В ЗЕМНОЙ КОРЕ
Для урана и тория характерно состояние рассеяния в земной
коре. Этим объясняется то, что они считаются более редкими эле-
ментами, чем, например, свинец, олово и сурьма, кларки которых
имеют тот же порядок, ио для которых более характерно состояние
концентрации, чем рассеяния (табл. 10).
Этим же обусловлено их присутствие в микроколичествах пра-
ктически во всех окружающих нас предметах, как неорганических,
так и органических. Еще одна особенность распределения урана,
радия, тория и других радиоактивных элементов — большие коле-
бания их содержания в однотипных породах. Особенно это отно-
сится к магматогенным породам. В связи с этим наиболее полное
представление о радиоактивности отдельных литологических раз-
ностей пород дают не ее средние значения, а вариационные кри-
вые распределения радиоактивности.
Еще более неравномерно распределены радиоактивные эле-
менты по отдельным геосферам Земли (табл. 11).
Как следует из табл. 11, максимальное содержание радиоак-
тивных элементов в Земле приурочено к ее верхней гранитной
оболочке, мощность которой не превосходит 25—30 км. С глубиной
4 Заказ Д'? 2717 97
Таблица 10. Содержание химических элементов в земной коре по декадам
В. И. Вернадского, составленным в соответствии с их кларковым содержанием
Декада Содержаний элементов, ;;; Элемент
I >10 О, Si
П 1—10 Al, Ес, Са, Na, Mg, К, Н
III 10-1—10 Ti, С. С1, Р, S, Мп
IV F, Ba. N, Sr, Сг, Zr, V. Ni, Zn, В, Си
V 10-3.-.Щ-2 Rb, Li, Y, Be, Ce, Co, Th, Nd, Pb, Ga, Mo, Br
VI Ю-4— ю-з U, Yb, Dy, Gd, Sm, Er, La, Sn, Sc, W, Cs
Cd, As, Pr, Ilf, Ar, Cp, Hg, Tu, Ho, Tb, I, Ge
VII 10-5—Щ-4 Se, Sb, Nb, Та, Eu, In, Bi, TI, Ag
VIII 10-6-.10-5 Pd, Pt, Ku, Os, Po, Au, Rh, Ir, To, lie
IX 10-7 — Ю-6 Ne, Ke
X 10-8—10-? Kr
XI 10~э—10-8 Xe
XII 10-Ю—Ю-о Ra
XIII 10-1г—10-10 Pa
это содержание резко падает, достигая минимального значения
в центральном ядре.
Приведенные концентрации U} Ra и Th для глубинных слоев
Земли установлены косвенно по величине их минимального содер-
жания в каменных (для промежуточной сферы) и железных (для
центрального ядра) метеоритах, а также по среднему содержанию
в кислых, основных и ультраосновных породах, выходящих на по-
верхность (соответственно для гранитной, базальтовой и перидоти-
товой геосфер).
Для гидросферы. содержание радиоактивных элементов нич-
тожно мало и колеблется в весьма широких пределах. Концентра-
ция радия в морских и речных водах (около 10“13 г/л) в 104 раза
меньше, чем в изверженных горных породах. Повышенной радио-
активностью (радия до 1(Н8 г/л) характеризуются пластовые воды
хлоркальциевого и, особенно, сульфидно-бариевого типов.
Столь же низкими значениями радиоактивности характеризу
ется атмосферный воздух. Она связана в основном с присутствием
радона и продуктов его распада. Еще в 1929 г. В. Вериго устано-
Таблица 11. распределение радиоактивных элементов по геосферам
(по Г. В. Войткевичу)
Геосфера Ra-1011. г/г и-10е, г/г Th- Ю”, г/г К. г/г Th /U
Гранитная 1.4 4,0 13,5 0,026 3.4
Базгы ьтовая 0,34 2,0 4,0 0,010 4,0
Перидотитовая 0,0046 0,014 0,056 0,0004 4,0
Промежуточная 0,004 0,012 0,048 0,0001 4,0
Центральное ядро 0.00] 0,003 0.013 4,0
98
Таблица 12. Содержание урана, тория и калия в изверженных породах
Породы SiOj, % О, г/т Th, г/т К, г/кг
богатые Са 3,0 8,5 25
Кислые
бедные Са 3,0 17,5 42
сиениты 3,0 13,0 48
Средние 65—52
диориты 1,8 7,0 23
Основные 52—40 1,0 4,0 8
Ультраосновные 40 ю-3 4'10-3 0,004
вил, что Rn содержится преимущественно в приземных слоях ат-
мосферы, где его содержание примерно п-10 Бк/м3. Активность
воздуха уменьшается примерно в 20 раз на высоте 4—5 км. Содер-
жание радиоактивных эманаций над океанами в 10—20 раз ниже,
чем над сушей.
Слабой радиоактивностью обладают и живые организмы: расте-
ния содержат радия п-10-14 г/г, а животные.'—«-10-15 г/г.
Среди пород генетически различных типов наибольшей радио-
активностью характеризуются кислые магматические изверженные
породы (граниты), представляющие собой продукт остаточной ста-
дии кристаллизации магмы. С уменьшением содержания SiO2
в изверженных породах, т. е. с увеличением их основности, содер-
жание радиоактивных элементов заметно сокращается (табл. 12).
Распределение радиоактивных элементов в изверженных поро-
дах, составляющих большую часть земной коры, зависит от гене-
зиса урансодержащих минералов и сохранности породы. В неиз-
мененных гранитах большая часть радиоактивных элементов
приурочена к тяжелым (акцессорным) минералам, повышенное со-
держание их отмечается в железисто-магнезиальпых минералах
(пироксены, амфиболы), низкое содержание — в полевых шпатах и
минимальное — в кварце. В породах, измененных гидротермаль-
ными, пневматолитическими и другими процессами, радиоактивные
элементы концентрируются преимущественно по трещинам, в меж-
зерновых пространствах и на поверхности зерен полевых шпатов
и кварца. Изверженные породы розовых и красных тонов часто
оказываются более радиоактивными, чем серые и темно-серые.
Максимальной радиоактивностью почти во всех плутонических се-
риях характеризуются наиболее молодые образования, в пределах
одного плутона (батолита) повышенной радиоактивностью отлича-
ются его краевые части.
В соответствии с общими закономерностями геохимии редких
и рассеянных химических элементов для урана, радия и тория
изверженных пород характерно наличие региональных областей
с их повышенной или, наоборот, пониженной концентрацией. Со-
держание радия в гранитах Финляндии, например, в 2 раза выше,
чем в гранитах США, Ирландии, Индии и Японии, и в 4—6 раз
4* 99
больше, чем в гранитах Антарктиды. В пределах регионов также
намечаются отдельные области более высоких и низких кларковых
содержаний U, Ra и Th.
Как отмечалось, отношение Th/U в изверженных породах ко-
леблется в весьма широких пределах от 0.4 до 10 и даже 30, при-
чем для этого отношения также, наблюдаются региональные изме-
нения. Однако в среднем для неизмененных массивно-кристалличе-
ских пород значение Th/U чаще всего 3—4.
Радиоактивность осадочных горных пород изменяется также
в больших пределах. О се уровнях и пределах изменения можно
судить по радиоактивности слагающих минералов (рис. 39). Из
этого рисупка следует, что все указанные минералы по величине
радиевого у-эквнвалента (РГЭ) можно разбить на четыре группы.
В первую группу с низким удельным РГЭ (менее 4 Бк/кг) входят
основные породообразующие минералы: кварц, кальцит, доломит,
ангидрит, каменная соль. Вторую группу составляют минералы со
средним удельным РГЭ (от 4 до 40 Бк/кг): железосодержащие ми-
нералы (лимонит, магнетит), отдельные акцессорные минералы
(турмалин, корунд, гранат), патрийкальциевые полевые шпаты
(анортит, олигоклаз), роговая обманка, хлорит, барит и др.
К третьей группе минералов с повышенным удельным РГЭ (от
40 до 400 Бк/кг) относятся все глинистые минералы, слюды, боль-
шая часть полевошпатовых минералов, калийные соли, серицит,
апатит, обсидиан и сфен. Четвертая группа (более 400 Бк/кг)
представлена акцессорными минералами (монацит, циркон, ортит),
радиоактивность которых более чем в 1000 раз превышает радио-
активность минералов первой группы.
При использовании данных рис. 39 и сведений о минеральном
составе породы можно легко рассчитать ее удельный радиевый
у-эквивалент по формуле
av = У а^т(,
i=i
где —радиоактивность и содержание в породе минералов
/-го сорта соответственно. Такие расчеты, а также непосредствен-
ные измерения у-активности показывают, что среди осадочных
пород наряду с почти неактивными хемогенными отложениями
(галит, ангидрит, гипс — av<2 Бк/кг) и слабоактивными неглини-
стыми песками, песчаниками, известняками, доломитами
(4—120 Бк/кг) присутствуют высокоактивные глины, глинистые
сланцы, битуминозные сланцы и фосфориты с концентрацией ра-
диоактивных элементов, близкой к гранитам (80—240 Бк/кг). Од-
нако в среднем осадочные породы менее радиоактивны, чем кис-
лые и средние магматические. По-видимому, это связано с тем,
что некоторая часть урана, сносимого в процессе денудации суши
в Амировой океан, накапливается в его водах.
Радиоактивность глинистых песков, песчаников, известняков и
доломитов имеет промежуточные значения и закономерно изме-
100
’Минералы
Юарц
Кальцит гидротермальный'
Кальцит натечный
Арагонит
Доломит_____________
Сидерит
Флюорит____________
Ангидрит___________
Галит '
Гипс~(ая eSacmp) ~
Гипс (геленит)
Лимонит
Магнетит
X парит
1>(>гоРая Мшанка
варит______________'
сгриЦит 1
/I патйт___________'
Микроклин Т
Ортоклар____ \ Поле да-
Альбит______, ftunamo-.
ТТригокяаз gblB
"Анорлшт
Тзйопшт
Гийуконит
Кил
Смоды
Каолинит____1 рли.
МоЙтыррЦМОн ит I
~ГйЗрослю 'дь1 \
Одсидйан~
Сияр^ц»
Харни рлит
Циркон
Ортит
Монацит
Трриарип
Корунд
1рпн«>п
0з>ен
Акце&
чхцжые
1(Г
iff
103
10
Рис. 39. Классификация минералов по радиоактивности.
Группы радиоактивности: I — низкая, // — средняя, /// — повышенная, IV — аномально высокая
a
yr
ипн.
Ц8
QJj
8b.?3
о o'J о ^->*<* •* • о *
о о о о о •• • • _,
/W .
о О_ О*,я *
Чл'?'3>i* •
.,‘сосс£,4<^.о» •
IM
02
X*o
.%•*
0
20 40 60
80 G^o/o
Рис. 40. Связи естественной радиоактивности терригенных пород с глини-
стостью Сгл (и) и карбонатов с содержанием нерастворимого остатка (б).
Отложения: / — палеозойские Предуралья и центральных районов СССР; 2 — мезозой-
ские южных районов СССР; 3 — верхнего мела Восточного Предкавказья; 4 — сеномана
и альба Восгочн-сго Предкавказья
няется с повышением содержания в них тонкодисперсного мате-
риала Сгл, а в карбонатных отложениях — терригенного, мате-
риала (нерастворимого остатка Си. о). Как следует из рис. 40, ука-
занные связи нелинейны. Последнее может быть обусловлено тем,
что удельные радиоактивности пелитовой и других фракций терри-
генных пород и нерастворимого остатка в известняках не посто-
Таблица 13. Содержание урана, тория и калия в осадочных горных породах
П рода Содержание
U. г/т Th, г/т К, %
Песчаник — — 0,3—2,4
1,65 7Д 1,75
Глина 1,2-4.0 8,8—12,0 2,2—3,2
3,0 11,0 2,75
Осадки выпаривания (галит, ан- — — —
гидрид, гипс) од 0,4 од
Известняк 0,45—2,4 1,05—2,1 0,2—0,3
1,3 1,35 0,25
Доломит 0,32—0,33 0,3—0,82 0,13—0,26
0,8 0,6 0,2
Примечание. В числителе — пределы изменения средних значений по данным
разных акторов, в знаменателе — среднее.
102
Таблица 14. Относительный вклад урана, Тория и калия в суммарную у-активностЬ
осадочных горных пород
Порода Средняя удельная 7-активность (радиевый у-зквивадент), Бк/кг Вклад радиоактивных элементов в у-активность породы, %
и Th К
Песчаник НО 18 51 31
Глина 115 29 29 42
Осадки выпаривания (галит, ан- гидрит, гипс) 5 22 40 38
Известия к 28 57 25 18
Доломит 17 59 18 23 '
янны, а варьируют в зависимости от содержания их в породе, так
как при этом изменяется дисперсность указанных составляющих.
Другая возможная причина этого для песчаников — изменение при
колебании глинистости содержания алевритовой фракции, обла-
дающей промежуточной радиоактивностью между глинистой и пес-
чаной.
Распределение в осадочных горных породах отдельных радио-
активных элементов приведено в табл. 13.
Из табл. 13 следует, что в суммарной радиоактивности песча-
ников, глин и хемогенных пород большую роль играют торий и ка-
лий. Для известняков и доломитов характерно резкое повышение
удельного веса элементов уранового ряда. Эти закономерности
еще более подчеркиваются, если рассматривать их удельный ра-
диевый у-эквивалент (табл. 14).
Сведений о радиоактивности метаморфических пород мало.
Они указывают, что концентрация U и Th в них промежуточная
между концентрациями в осадочных и магматических породах. Ра-
диоактивность гнейсов близка к радиоактивности гранитов.
Радиоактивность почв определяется радиоактивностью исход-
ных горных пород и условиями почвообразования. Максимальной
радиоактивностью характеризуются почвы, развитые на кислых
магматических породах и глинах. В среднем радиоактивность
почв несколько ниже радиоактивности осадочных горных пород.
Как и для осадочных пород, радиоактивность почв зависит от их
гранулометрического состава и повышается с увеличением содер-
жания пелитовой фракции. Для почв Европы и Северной Америки
среднее содержание урана, тория и калия характеризуется значе-
ниями 1,6-10~6, 6-I0 G и 1,4-10~2 г/г соответственно. Содержание
Ra в почвах повышено по сравнению с его равновесным количе-
ством, соответствующим концентрации урана. Воды, промываю-
щие почвы, скорее удаляют уран, чем радий. Торий, как более
устойчивый в гипергенных условиях, также задерживается в поч-
вах.
103
Контрольные вопросы и задачи
III.1. Чему равны кларки U и Th?
III.2. Чем обусловлена частая встречаемость изоморфных примесей Th
в минералах четырехвалентного урана, и наоборот?
Ш.З. Каковы основные геохимические различия соединений U'*+ и U6+?
Соединения какого из них по своему геохимическому поведению ближе к со-
единениям Th?
III.4. К каким этапам магматического процесса приурочено образование
повышенных и высоких концентраций урана в породах?
III,5. В какой форме переносятся соединения урана в гидротермальных
растворах?
III.6. С какими процессами в основном связано выпадение урана из гидро-
термальных растворов?
Ш.7. Назовите основные различия в поведении U и Th в гипергенных ус-
ловиях.
III.8. Назовите основные формы переноса урана в поверхностных и под-
земных водах.
III.9. Назовите основные причины выпадения урана пз поверхностных и
подземных вод в гипергепных условиях. Каковы особенности концентрации
урана в осадках открытых морей и замкнутых бассейнов?
III.10. Каковы основные механизмы концентрации урана на континентах?
III.11. Каков основной механизм концентрации урана при метаморфизме?
III. 12. Назовите основные классы первичных минералов урана и приведите
их примеры.
111,13. Назовите основные классы вторичных минералов урана и приведите
их примеры.
111.14. Назовите основные минералы тория и их примеры.
111,15. Назовите основные черты распределения урана и тория в горных
породах.
III.16. Приведите примеры минералов с очень высокой, средней и низкой
радиоактивностью.
HI. 17. Как изменяется содержание радиоактивных элементов при переходе
к более глубоким оболочкам Земли? Как эта закономерность связана с зако-
номерностями распределения указанных элементов в магматических горных по-
родах?
III.18. Назовите основные закономерности в распределении радиоактивно-
сти осадочных горных пород,
III. 19. Объясните причину корреляционной связи радиоактивности осадоч-
ных пород с их глинистостью (нерастворимым остатком).
Г л а в а IV
МЕСТОРОЖДЕНИЯ РАДИОАКТИВНЫХ РУД
§ 18. КЛАССИФИКАЦИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Большинство авторов (А. Г. Бетехтин, В. И, Даичев, В. Н. Кот-
ляр, В, И. Смирнов, В. Мак-Кельви, Д. Эверхарт и др.) выделяют
три класса месторождении урана: эндогенные, экзогенные, мета-
морфогенные
1. Класс эндогенных месторождений подразделяют на три или
четыре группы: урансодержащие магматические; урансодержащие
пегматиты; гидротермальные (с подгруппами плутоногенных и
вулканогенных). Некоторые авторы в этот класс включают также
вулканогенно-осадочные месторождения. Рассмотрим их, следуя
104
Рис. 41. Классификация месторождений урана
В. И. Дапцеву и Т. А. Лапинской, в группе полигенных месторож-
дений в классе экзогенных. Другие авторы выделяют также группу
скарновых месторождений (имеют ограниченное промышленное
значение) или включают их в группу плутоногенных гидротер-
мальных.
2. Класс экзогенных месторождений содержит четыре группы:
седиментацион но-диагенетические; эпигенетические; пол «стадий-
ные; полигеппые (вулканогенно-осадочные и гидротермально-оса-
дочные) .
3. Класс метаморфогенных месторождений состоит из двух
групп: месторождения в ураноносных древних конгломератах; ме-
сторождения в ураноносных углисто-кремнистых сланцах.
Некоторые авторы классификаций по мере накопления данных
вводили новые группы и типы месторождений. Но, по признанию
ведущих специалистов, все классификации недостаточно совер-
шенны. Со временем обнаруживаются многие месторождения, не
находящие места в этих классификациях, а некоторые группы и
подгруппы постепенно потеряли свое значение. Приведенная выше
и в упрощенном виде воспроизведенная на рис. 41 относительно
простая классификация увязана с общей классификацией мине-
ральных месторождений и в целом поддерживается большинством
специалистов.
Часть тория извлекают из руд месторождений перечисленных
типов попутно с ураном. Но известны некоторые специфические
группы существенно ториевых месторождений. Наибольшее про-
мышленное значение среди них имеют следующие.
1. Эндогенные месторождения: ториеносные карбонатиты и ги-
дротермальные кварц-монацитовые и кварц-торитовые жилы.
2. Экзогенные месторождения: аллювиальные и прибрежно-
морские россыпи.
3. Метаморфогенные месторождения: метаморфизованные рос-
сыпи.
По размерам запасов месторождения урана делятся на мелкие
(меньше 103 т), средние (103—104 т), крупные (более 104 т).
105
На начальном этапе уран добывали в основном из богатых руд
гидротермальных месторождений, где его концентрация достигала
нескольких процентов. Со временем кондиции снижались, и те-
перь руды с содержанием урана в 0,2—0,3 % считают богатыми,
0,1—0,2 % — рядовыми и менее 0,1 % — бедными. Разрабатывают
многие месторождения со средним содержанием урана около
0,05 % и ниже. При разработке комплексных руд, содержащих
кроме урана золото, тантал, ниобий, редкие земли, фосфаты и
другие элементы, минимальные концентрации урана, призна-
ваемые промышленными, могут снижаться до 0,01—0,03 % в за-
висимости от ценности перечисленных примесей и их концен-
трации.
Со временем в добыче урана и балансе его запасов наблюда-
ется увеличение значения осадочных и метаморфогенных место-
рождений. Рудные тела в осадочных и некоторых метаморфоген-
ных месторождениях имею!' большое протяжение, что облегчает их
разведку и разработку. При пологом их залегании разработку
можно вести длительное время открытым способом, а при высокой
проницаемости пород — способом подземного выщелачивания. Об-
суждается проблема промышленной добычи урана из месторожде-
ний с большими запасами, но низкими концентрациями (некоторые
граниты, гранитные пегматиты и мигматиты, в которых среднее
содержание урана может достигать 0,04%). Одна из серьезных
проблем при их разработке — охрана окружающей среды, так как
добыча связана с созданием крупных карьеров и огромным коли-
чеством пустой породы.
§ 19. ЭНДОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
1. Магматические месторождения связаны с участками повы-
шенной концентрации урана и тория в породах гранитоидного ряда
и нефелиновых сиенитов, часто на периферии интрузий. Содержа-
ние урана повышается от более древних интрузивных комплексов
к молодым. Из-за низких концентраций радиоактивных элементов
[урана обычно до (1—5) ИО-3 %] эти месторождения разрабаты-
ваются ограниченно.- -
2. Пегматитовые, месторождения урана и тория связаны с фор-
мациями урансодержащих гранитных пегматитов, щелочных пег-
матитов и урансодержащих мигматитов. Они наиболее часто встре-
чаются в докембрийских образованиях окраин древних платформ.
Пегматиты обычно располагаются группами, объединяющими
большое число жил мощностью от сантиметров до десятков мет-
ров, протяженностью 5—200 м. В промышленном отношении наи-
более важны месторождения гранитных пегматитов, а среди них
редкоземельных пегматитов, являющихся наиболее глубинным
типом месторождений урана (образуются на глубине 8 км). Уран
и торий в них связаны с урановыми (уранинит в рассеянном виде
или в виде прожилок) и акцессорными минералами (.монацит, ор-
тит и др.).
106
3. Плутоиогенно-гидротермальные месторождения связаны
с интрузиями сиалических магм от протерозойского до кайнозой-
ского возраста, тяготеют к площадям распространения позднегео-
синклинальных и постгеосинклинальиых гипабиссальных гранн-
тоидов. Эта связь может быть прямой (гранитоиды — непосред-
ственные источники гидротермального рудообразующего вещества)
или косвенной (гранитоид—источник теплоты, . разогревающей
подземные воды, заимствующие рудообразующие элементы из ок-
ружающих пород). Рудные тела обычно располагаются в породах,
вмещающих массивы гранитоидов, или в зонах экзокоитакта. Со-
держание урана иногда достигает первых десятков процентов.
Среди этих месторождений выделяют следующие рудные фор-
мации: скарновую, альбититовую, берсзитовую и стратиформных
м есто р о ж де н и й.
Скарновые месторождения немногочисленные, возможно, из-за
недостаточной изученности таких рудопроявлений. Рудные тела не-
правильной формы, главный урановый минерал—-уранинит, обра-
зующий небольшие гнезда и вкрапленный среди скарновых мине-
ралов (пироксены, гранаты, амфиболы, циркон, ортит, монацит
и др.). Скарны, содержащие редкие земли, иногда обогащены и
торием.
Альбититовые месторождения играют важную роль и приуро-
чены к зонам высокотемпературного метасоматоза среди метамор-
фогепных комплексов докембрия древних платформ, По минераль-
ному составу руд выделяют месторождения собственно альбити-
товые и железоурановые.
Собственно альбититовые месторождения встречаются исключи-
тельно в древних кристаллических щитах, затронутых тектониче-
ской и магматической активизацией в протерозое. Они тяготеют
к полям развития гранитного магматизма и щелочного метасома-
тоза, контролируемых крупными глубинными разломами. Руды
представлены в основном урапотитапатами, уранинитом, давидитом,
коффинитом и другими минералами, которые рассеяны в аль-
бите, образованном в результате натрового метасоматоза. Альби-
титы образуют линзо-, трубо- и пластообразные тела. Формирова-
ние урапопоспых альбититов начинается при 350—-400 °C и разви-
вается при постепенном снижении температуры до 150—200 °C.
Железоурановые месторождения располагаются в благоприят-
ных для трещинообразования участках замыкания или на флексур-
ных перегибах крыльев узких синклиналей, сложенных переслаи-
вающимися магнетитовыми и гематитовыми джеспилитами, рогови-
ками, биотитовыми сланцами, доломитовыми породами.
Березитовые месторождения связаны с гидротермальными мета-
соматитами березитового ряда, образующимися в условиях кислот-
ного выщелачивания. К типичным месторождениям этого типа от-
носятся месторождения герцинских складчатых зон Западной Ев-
ропы, например Армориканского и Центрального массивов, где
сосредоточено две трети запасов Франции, ведущей страны по за-
пасам и добыче урана в Западной Европе.
107
Рис. 42. Схема уранового оруденения в нижних ча-
стях стратиграфического разреза Чешского срединного
массива и Рудных гор:
/ — породы зерхнего структурного этажа (Cs—Pi): песчаники,
эффузивы, туфы, глины, конгломераты, сланцы, угли; 2 —
породы среднего структурного этажа [в (?) — С3]; глинистые
сланцы, диабазы, углистые сланцы, известняки, туфы, ам-
фиболиты, кварциты, граниты; 3 — породы нижнего структур-
ного этажа (PR+ г): гнейсы, кристаллические сланцы, про-
слои конгломератов, известняки; 4 — граниты; 5 — дайки лам-
профиров; б — урановое оруденение
Главное рудное тело Лимузена — крупнейшего месторождения
Центрально-Французского массива (запасы 4—5 тыс, т при сред-
нем содержании 0,25—0,5%)—представляет собой крутопадаю-
щие линзы интенсивно оруденелых брекчий гидротермально изме-
ненных гранитов, зажатых между двумя разломами, отстоящими
друг от друга на 300 м. Обломки сцементированы кварцем с на-
стураном и небольшим количеством сульфидов (галенит, пирит,
марказит), так называемые кварц-настурановая и сульфидно-на-
стурановая формации.
К березитовым месторождениям реже встречающейся пятиэле-
ментной формации (содержит уранинит, арсениды кобальта и ни-
келя, самородное серебро и висмут) относятся известные место-
рождения Рудных гор. В отличие от месторождений Франции
большинство жил залегает не в гранитах, а во вмещающих палео-
зойских породах (рис. 42).
Формации стратиформных месторождений отличаются тем, что
рудоносная зона связана с осадочными или осадочно-метаморфи-
зованными породами и имеет пластовый характер.
4, Вулканогенно-гидротермальные месторождения содержат
значительные запасы урана и связаны с комплексами вулканоген-
ных пород поздпе- и постгеосинклинальных стадий в основном гер-
цинского и альпийского циклов, а также с тектоно-магматической
активизацией платформ и щитов. В состав указанных комплексов
входят пирокластические пласты, лавовые покровы, субвулканиче-
ские тела и гипабиссальные тела обычно андезит-липарит-трахи-
товой формации.
В их образовании участвуют водозные воды, активизирован-
ные тепловой энергией вулкана. Когда магма выходит на поверх-
ность или приближается к ней, происходит выделение растворен-
ных в ней газов, которые, смешиваются с подземными водами, под-
нимают их температуру и обогащают НО, H^S, H2SO4, СО2 и др,
108
Эти агрессивные воды способны выщелачивать различные мине-
ральные компоненты из пород. Главный источник урана в таких
растворах — вулканические породы, в стекловатой массе которых
много легкоизвлекаемого урана, частично родоначальная магма
кислого или щелочного состава и заимствование из осадочных по-
род, через которые фильтруются нагретые растворы.
При снижении температуры или кислотности растворов уран
выпадает из раствора и образует штокверковые залежи трещино-
ватых участков эффузивных пород, вкрапленные руды в вулкани-
ческих породах, мстасоматически измененных дорудными раство-
рами.
Урановые месторождения рассматриваемого типа ассоции-
руют с вулканогенными месторождениями Mo, Си, Au, Ag, TR,
Pb, Zn н других металлов.
Во всех вулканогенных месторождениях превалируют рудные
тела четырех морфологических групп: а) пологие залежи; б) стол-
бообразные; в) штокверки и гнезда в некках и интрузивах; г) лин-
зовидные и жильные тела. Размер рудных тел невелик: п -10, реже
п-102 м, мощность до 0 — п-10 м. Рудные тела часто вытянуты
в виде узких лент — зон нарушений, трещиноватости и брекчиро-
вания и иногда под экранирующими поверхностями малопроницае-
мых горизонтов. В нижних структурных ярусах, особенно в гео-
синклипальных осадках, рудные тела тяготеют к наиболее нару-
шенным породам-—песчаникам, алевролитам, особенно в зонах
резкого изгиба складок.
Среди вулканогенных месторождений В. Н. Котляр и др. выде-
ляют следующие рудные формации: титано-урановую, связанную
со щелочными мстасоматитами; сульфидно-настурановую, связан-
ную с березитами и аргиллнзитами; аллофан-настурановую, свя-
занную с аргиллнзитами.
Месторождения су льфидно-насту ромовой формации широко
распространены и имеют важное промышленное значение, насту-
ран в них тесно связан с сульфидами Mo, Pb, Zn, Ге, Си. Они
встречаются в вулканогенных формациях средних, кислых и отча-
сти щелочных пород, тяготеют к экструзивам, неккам, образован-
ным на завершающей стадии вулканической деятельности, и раз-
мещаются в разломах кальдер. Основную роль в пространствен-
ном размещении месторождений играют крупные разломы, часто
перекрытые вулканическими или вулканогенно-осадочными отло-
жениями. Разломы имеют значение как пути подъема не только
магмы, но затем и рудоносных растворов.
Месторождения располагаются в различных породах, выпол-
няющих вулканические жилы и слагающих субвулканические ин-
трузивы и дайки, а также в осадочных метаморфических породах
нижних структурных этажей, на участках, примыкающих к вулка-
ническим центрам. Особенно большое значение в контроле рудных
тел, кроме кальдер и других вулканических структур, имеют пост-
вулканические структуры, наложенные на магматические породы:
крупные разрывы, зоны мелкой трещиноватости, пояса даек,
109
пластообразные тела в послойных межформационнЫх срывах по
зонам развития тектонических брекчий, туфов, туфолав.
Среди сульфидно-настурановых месторождений выделяют пять
основных минеральных типов: полисульфидный настурановый (мо-
либденит и другие сульфиды); молибденит-пастурановый (до 50 %
молибденита, с ростом содержания которого растет и содержание
урана); сульфидный флюорит-настурановый с молибденитом;
мышьяково-настурановый с молибденитом; халькопирит-настура-
новый с висмутином.
Месторождения титана-урановой формации располагаются
и разломах метаморфизованного фундамента древних щитов в об-
ластях протерозойской или мезозойской активизации. Основные
урановые минералы — браннерит и давидит. Давидитовое место-
рождение Радиум Хилл в Южной Австралии представлено серией
жил в пределах антиклинальной складки в докембрийских мета-
морфических породах. В состав рудных жил входят биотит, кварц,
магнетит, гематит, ильменит, давидит, полевой шпат. Содержание
урана 0,05—0,38 %, ThO2—7—25%. Запасы урана п-103 т. На-
чали его разрабатывать в 1906 г. на радий, а позднее оно дли-
тельное время служило основным источником урана в Австралии.
Браннсритовыс месторождения расположены в зонах мезозой-
ской активизации древних платформ. В одном из таких месторож-
дений урановое оруденение связано с породами поздней фазы вул-
канического процесса. В них повышено содержание As, Ag, Ti
и Ан. Урановые руды локализуются как в региональных разломах,
так и в сопровождающих их трещинах. Чем мощнее зоны дробле-
ния, тем больше размеры рудных тел. Урановые минералы совме-
стно с рутилом, пиритом, биотитом, альбитом и сфеном образуют
цемент.
Месторождения аллофан-настурановой формации малочисленны
и имеют ограниченное значение. Известные месторождения распо-
лагаются на окраине древних платформ в зонах пересечения круп-
ных разломов, с которыми связаны кайнозойские вулканические
центры. К ним, заполненным комплексом последовательно вне-
дрившихся субвулканических тел и эксплозивными брекчиями,
и приурочены месторождения. Рудовмещающимися породами чаще
всего являются гранит-порфиры, подвергшиеся слабой аргиллиза-
ции. Путями циркуляции растворов и рудовмещающими элемен-
тами являются кольцевые и радиальные разрывы, зоны трещино-
ватости, образовавшиеся при вулканическом извержении.
Выделяются два этапа минерализации — ранний высокотемпе-
ратурный с образованием борного оруденения (датолит) и позд-
ний, собственно урановый, состоящий из трех стадий. В раннюю
стадию выпадают пирит, марказит, барит, затем аллофан и флюо-
рит. В следующую, сульфидпо-настурановую, стадию образуются
сфалерит, коффинит, настуран, в третью — таллин- и мышьяксо-
держащие минералы лорандит (TlAsSs), врбаит (TI(Sb, As)3Ss).
Расстояние между рудными жилами 10—60 м, мощность рудных
зон до 10 м, прожилок 1—50 см.
I Ю
5. Эндогенные месторождения тория. Во многих месторожде-
ниях урана присутствует и при переработке руд попутно выделя-
ется торий. Существуют два типа эндогенных месторождений, где
торий преобладает над ураном: месторождения тория в карбона-
титах и существенно ториевые гидротермальные месторождения.
Карбонатиты—-это породы из кальцита, доломита и других
карбонатов, пространственно и генетически связанных с интрузи-
вами ультраосновного и щелочного состава. Месторождения тория
в карбонатитах известны во многих странах (Швеция, Норвегия,
Бразилия, Канада, США, разные районы Африки и др.), они
расположены по краям платформ и характеризуются большими
размерами (до 15 км2) и запасами руд. Месторождения обычно
приурочены к зонам глубинных разломов большой протяженности,
например зона Великих Африканских разломов (от озера Ньяса
до Уганды). Карбонатиты считают остаточными дериватами уль-
траосновной магмы, переработанной пневматолито-гидротермаль-
ными процессами с участием растворов, обогащенных кальцием
и углекислотой. Часть элементов карбонатитов заимствуется из
вмещающих пород, редкие и летучие привносятся из магматиче-
ского очага. Известны жильные карбонатитовые тела, окаймляю-
щие центральное тело, а также выполнение карбонатитами зон
брекчий.
Из радиоактивных элементов здесь в промышленных количест-
вах присутствует торий, реже уран. Основные радиоактивные ми-
нералы карбонатитов—•пирохлор, отчасти монацит, бадделеит,
ортит, сфен, иногда торит и др. Обычно карбонатиты рассматри-
ваются как важный источник сырья не столько тория, который
извлекается попутно, сколько ниобия и редких земель цериевой
группы. Уникальным в этом отношении является карбонатит Суль-
фид-Куин в Калифорнии. Содержание бастнезита - главного ис-
точника редких земель цериевой группы до 60%, а содержание
Т11О2 0,01—0,16 %, иногда до 2—4 %. Иногда промышленных кон-
центраций достигает и уран.
Существенно ториевые гидротермальные месторождения рас-
пространены мало. Примеры— кварц-монацитовые жилы в Южной
Африке (в 80 км северо-западнее г. Ван-Рейсдорф) с содержанием
монацита в руде до 75%, которые залегают в разгнейсованных
архейских гранитогнейсах. Мощность наиболее крупной жилы до
10 м, она прослеживается на глубину до 130 м. Содержание ThO2
0,1—5%. Встречаются также месторождения, представленные
кварц-торитовыми жилами среди докембрийских магматических
пород (Лемхи-Пасс на границе штатов Айдахо и Монтана, горы
Уэт и другие в штате Колорадо). Среднее содержание ThO2 0,1 —
0,2%, местами в районе гор Уэт до 12,5%, иногда повышены кон-
центрации редких земель.
Ill
§ 20 . ЭКЗОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Сложность геохимического поведения урана в экзогенных про
цессах, связанная с различием подвижности соединений различ-
ной валентности, наличием разнообразных концентраторов урана,
сильным влиянием геохимических характеристик среды, опреде-
ляет большой диапазон условий образования его месторождений.
1. Седиментационные и седиментационно-диагенетические ме-
сторождения. Важнейшим видом седиментационных месторожде-
ний являются россыпные месторождения. Они имеют наибольшее
значение для тория и представлены континентальными и прибреж-
но-морскими (монацитовыми и монацитсодержащими) россыпями,
в меньшей степени россыпями, содержащими колумбит, циркон,
эвксенит, фергюсонит.
По времени образования выделяют древние (погребенные) и
современные (кайнозойские) россыпи. Древние консолидирован-
ные россыпи разрабатываются относительно редко (Индия),
основная добыча в настоящее время связана с современными рос-
сыпями — аллювиальными (штат Айдахо в США, Бразилия, Ни-
герия, Индонезия, Австралия) и прибрежно-морскими (Индия,
Шри-Ланка, Австралия).
Аллювиальные россыпи образуются в результате накопления
монацита и других устойчивых минералов в глинисто-песчанистом
материале речных долин, обычно в виде линз в средней части
россыпей. Их образованию способствует наличие широко разви-
той гидросети в монацитсодержащих породах (гранитах, мигма-
титах, гнейсах, пегматитах). При многократных переотложениях
россыпей содержание монацита растет. Кроме монацита часто
присутствуют колумбит, пирохлор, эвксенит, циркон и др. Пример
аллювиальных россыпей, образовавшихся при разрушении грани-
тов и диоритов, россыпи Айдахо в США, где общие запасы мо-
нацитовых песков оцениваются в 150 млн. м3. Содержание мона-
цита в разрабатываемых россыпях района Каскейд 0,2—0,6 кг/м3
при содержании ТИО; в монаците 3,5—5 %.
Прибрежно-морские россыпи имеют наибольшее промышлен-
ное значение, образуются в тропическом климате при латеритном
выветривании монацитсодержащих гранитов и связанных с ними
пегматитов, гнейсов, мигматитов. Наиболее богатые россыпи об-
разуются в пляжных песках и береговых валах вблизи устьев рек
в полосе между линиями прилива и отлива. Поступление мона-
цита и других тяжелых минералов в россыпь может происходить
двумя путями: или непосредственно в процессе разрушения ко-
ренных пород, или же в результате переработки более древних
осадков волнением и приливно-отливными движениями морских
вод. Концентрация монацита иногда достигает 80 % от общей
массы песка, длина россыпей до 200 м, мощность продуктивного
слоя до 1 м.
Россыпи Бразилии, например, протягиваются в виде длинных
узких невысоких валов вдоль береговой линии Атлантического
112
океана более чем на 200 км. За первую половину текущего сто-
летия из них была получена половина всей мировой добычи мо-
нацита. Песчаные россыпи Траванкура в Южной Индии протяги-
ваются на расстояние более 160 км. Запасы монацита в них около
2 млн. т, содержание монацита в продуктивных песках 0,5—1 %,
ильменита до 80%, циркона 4—6 %, рутила 4—6%, силлиманита
3—5 % и т. д. Ежегодная добыча монацита 7000 т (17% добычи
капиталистических стран). Из монацитовых концентратов в стра-
нах, бедных урановыми месторождениями (Индия, отчасти Брази-
лия), добывают и уран.
Седиментационно-диагенетические месторождения связаны
с самыми различными осадочными породами. Их возникновение
обусловлено восстановлением и сорбцией урана. Основные вос-
становители и сорбенты урана — карбонаты, фосфориты, цеолиты,
битумы, углистое вещество, растительные остатки. В процессе диа-
генеза происходят перераспределение урана и возникновение
в отдельных зонах промышленных его концентраций, т. е. обра-
зование седиментационно-диагенетических месторождений. Они
часто характеризуются большими площадями и запасами, ио
обычно низкими концентрациями урана (лг* 10'3—п- 10”2 %). По
составу рудовмещающих пород выделяют месторождения трех
рудных формаций: ураноносных торфяников; ураноносных глини-
стых (черных) сланцев; ураноносных фосфоритов.
Месторождения формации ураноносных торфяников из-за низ-
кого содержания урана в водах районов влажного климата обра-
зуются лишь вблизи разрушающихся месторождений или корен-
ных пород с высоким содержанием урана. Кроме того, необхо-
димы низкие значения Eh (—200 мВ), слабокислая среда (рН^з
я^6,5) и фильтрация через торфяники очень больших количеств
воды, что возможно в торфяниках низинного типа, примыкающих
к крутым склонам, сложенным коренными породами. Запасы
урана обычно непромышленные. Из-за нарушения равновесия
в сторону недостатка радия у-съемка здесь малоэффективна..
Месторождения в ураноносных глинистых (черных) сланцах
широко распространены во многих странах в породах от докемб-
рия до мезозоя. Суммарное содержание урана в этих морских
сланцах достигает 6 млн. т, но из-за крайне низкой концентрации
(в среднем п-10-3%, редко до 0,01—0,04%) добыча обычно не-
рентабельна. Лишь в Швеции уран добывают в небольших мас-
штабах попутно с извлечением нефтепродуктов.
Черные сланцы распространены на больших территориях (ты-
сячи километров) по перифериям древних щитов (Скандинавия,
Канадский щит), характеризуются выдержанностью слоев, даже
самых тонких, обильно насыщены органическим и фосфатным ма-
териалом, пиритом, марказитом. С повышением их концентрации
содержание урана растет, а при наличии даже небольшого коли-
чества карбонатов — падает. Содержание Р2О5 0,5—3%. Желваки
и стяжения фосфоритов часто содержат уран до 0,12—1,8%, но
мощные прослои фосфоритов неураноносны. Уран находится
113
почти исключительно в форме изоморфного замещения ионов
кальция в коллофане (фосфатное вещество) или адсорбирован
глинистым и органическим веществом. Кроме урана сланцы содер-
жат Р, V, TR, Th, Ni, Со, Мо, Си, Zn, Pb, Ag, иногда в количе-
ствах, рентабельных для попутного извлечения.
Накопление урана происходило в основном па стадии диаге-
неза при взаимодействии кислородных придонных вод с иловыми
водами, находящимися в восстановительных условиях. Большое
значение имела исключительно малая скорость накопления осад-
ков (0,3—1,5 м за 106 лет). Содержание урана максимально на
расстояниях 40—60 км от палеоберега, где осадки сильно обога-
щены гумусом.
Типичные черты месторождений в сланцах можно проследить
на примере формации Чаттануга (США), распространенной па
площади более 105 км2 в штатах Теннеси, Алабама, Кентукки. За-
пасы урана более 10s т, намечается их разработка. Это черные
кремнистые и серые глинистые сланцы мощностью в основном до
10 м с топкими прослоями песчаников, известняков, фосфатных
коллофанов. Они обогащены остатками флоры, рыбных костей,
брахиопод, содержат 1—5 % нефти. Содержание урана повыша-
ется с ростом содержания органики, составляя (1—4) • 10~3 %,
а в отдельных прослоях битумов (протяженностью н-103 м и
мощностью до 2,5 см) до 0,01 %.
Месторождения ураноносных, фосфоритов. Фосфаты — хоро-
шие осадители урана даже из морских вод с очень низким его
содержанием. Поэтому фосфориты обогащены ураном (концен-
трации от п-10“4 до П’10-1%). При содержании урана более
0,003 % он может извлекаться при переработке фосфоритов на
удобрения.
Обычно содержание урана увеличивается с ростом концентра-
ции Р2О5. Для промышленной разработки содержание самого
фосфора должно быть нс менее 12 % по Р2О5.
Выделяют месторождения: а) пластовых фосфоритов, приуро-
ченных к кремписто-карбонатным и карбонатным породам гео-
синклинальных областей и передовых прогибов, ассоциирующих
часто с осадочными рудами V и Мп; б) желваковых фосфоритов
в глауконитовых песках, песчаниках и глинах платформенных
областей, нередко ассоциирующих с рудами Fe и Мп.
Месторождения фосфоритов известны в породах от протерозоя
до третичного возраста. Крупные месторождения рассматривае-
мого типа встречаются в США (п-ов Флорида, штаты Монтана,
Айдахо, Юта, Невада, Вайоминг), Марокко, Алжире, Тунисе
и др., менее крупные в Бразилии, КНР, Индии, Западной Ев-
ропе, на Аляске, в Южной Африке.
Иногда (запад США) фосфориты обогащены V, Ag, Pb, Сг, Ni,
Mo, Se, Y, La и др. Мощности ураноносных фосфоритов относи-
тельно невелики (до 100 м), они отлагались медленно, что спо-
собствовало развитию рудообразующих диагенетических про-
цессов.
114
Кроме рассмотренных, встречаются месторождения в глинах
с фосфатизированными костными остатками рыб (штат Южная
Каролина в США, Марокко, Сирия, Иордания, СССР). Протя-
женность вмещающих морских глин //-• 102—п-103 км, мощности
п • 102 м. Рудная («рыбная») свита одной из ураноносных провин-
ций залегает в средней части мощных неогеновых прибрежно-мор-
ских глин. Сложена буровато-серыми микрослоистыми глинами
с тонкодисперсным пиритом, протягивается на расстояние до не-
скольких километров, залегает на глубине 200—1500 м, имеет
мощность 0—230 м. Промышленные скопления урана приурочены
к линзам с содержанием костей рыб более 10%. Кости образо-
ваны фосфатом кальция (до 30 % Р2О.-,). Урана больше в мелких
и рыхлых костях, но в целом его содержание низкое.
В костных остатках кроме урана и фосфора присутствуют ред-
кие земли, а в остальной части породы сульфиды Со, Ni, Mo, Zn,
представляющие промышленный интерес. Рудные тела залегают
в непроницаемых глинах и изолированы от воздействия вод. При-
чины огромного скопления костей рыб не совсем ясны —отлага-
лись ли они на месте из-за катастрофической гибели рыб или на-
копились в дельтах рек из материала, приносимого рекой, или же
это результат дрейфовых течений, перемывших слои ила и собрав-
ших кости рыб со значительных территорий.
2. Эпигенетические месторождения. Образуются в результате
привнося урана пластовыми и трещинными водами в литифициро-
ванные осадочные породы. Нисходящие воды в области ин-
оильтрации способствуют формированию так называемых ип-
оильтрационных месторождений. Среди эпигенетических место-
рождений выделяют две рудные формации: уранобитумиых
месторождений и месторождений, связанных с зонами пластового
окисления.
Ура но 6 итум н ы е м. вето рождения связаны с те р р и ге н но - об л о -
мочными породами межгорных впадин, передовых прогибов, крае-
вых частей платформ и срединных массивов (плато Колорадо);
встречаются в локальных структурах, подобных структурам неф-
тяных и газовых месторождений. Однако последние тяготеют
к центральным, погруженным областям нефтегазоносных бассей-
нов, а уранобитумные месторождения — к краевым участкам арте-
зианских бассейнов, в определенный момент геологического раз-
вития вовлеченным в поднятие и выведенным в зону интенсивного
водообмена, особенно к раскрытым нефтеносным структурам, раз-
рушенным эрозией.
Концентрировать уран способны лишь продукты окисления
нефти — твердые битумы (асфальтиты, кериты, оксикериты, ан-
траксолиты и др.). Урановая минерализация обычно заполняет
поры или замещает цемент обломочных пород. По тектоническим
структурам, к которым приурочены месторождения, выделяют
месторождения, связанные с крутыми куполами, структурами об-
рушения (например, глубокие карстовые, воронки), соляными
штоками.
115
Рассмотрим пример месторождения первого типа — Амброзия-
Лейк (запасы урана 120 тыс. т), расположенного в известной ура-
ноносной провинции — плато Колорадо (США, штаты Колорадо,
Юта, Аризона, Нью-Мексико, размер 690x720 км). Кроме одного
из крупнейших месторождений — Амброзия-Лейк, обнаруженного
в 1954 г. при бурении на нефть, здесь обнаружен ряд крупных
месторождений (с запасами руд более 1 млн. т каждое) —Джек-
Пайл, Монюмент-Валли, Уайт-Каньон, Лисбон-Валли и другие,
а также около 2000 более мелких и совсем мелких месторожде-
ний. На плато Колорадо приходится большая часть запасов урана
США. Добыча руды началась еще в 90-х горах прошлого века и
сильно увеличилась с 1910 г. после открытия радия, а с 1948 г.
проводились интенсивные поиски в связи с потребностями военной
промышленности в уране.
Урановое оруденение выявлено в более чем 30 горизонтах ме-
зозойских континентальных пород, в основном аллювиальных пес-
чанистых глин, глинистых сланцев общей мощностью 300 м.
Основные рудоносные интервалы (95—98 % добычи) сосредото-
чены в позднеюрской формации Моррисон и триасовой Чайпл.
В первой рудопроявления связаны в основном с песчаниками
свиты Солт-Уош, залегающими в виде линз мощностью 0,3—6 м
среди глинисто-сланцевой толщи. Это русловые отложения палео-
рек, меавдрировавших по болотистой низине, которая периодиче-
ски покрывалась мелководным морем. Песчаники содержат много
растительных остатков (обуглившаяся и окремненная древесина,
частично замещенная минералами урана и ванадия). Рудонакоп-
лению благоприятствовала частая смена окислительной и восста-
новительной обстановки, что видно по чередованию окраски по-
род. Оруденение представлено настураном, урановыми чернями,
карнотитом, тюямунитом, ванадатами кальция, находящимися
в цементе, замещая растительные остатки. Рудные тела — линзы
сложной формы мощностью до 1 м и более, протяженностью
п •10 м.
Именно в этих отложениях (песчаники Пойзн-Каньои —ана-
логи свиты Солт-Уощ) в штате Нью-Мексико расположено место-
рождение Амброзия-Лейк. Район месторождения представляет со-
бой пологую (3—5°) моноклиналь, осложненную сбросами и
складками, в том числе куполом Амброзия. Известны крупные
рудные тела: досбросовые (размеры до 5x100x500 м, с неокис-
леннымн рудами, в которых органическое вещество с топкорас-
сеянным коффинитом пропитывает цемент песчаников и обволаки-
вает песчинки) и послесбросовые рудные тела, окрашенные
в красновато-бурый цвет и содержащие пирит, барит, коффинит,
уранит и другие урановые минералы, а также немного углероди-
стого вещества.
Природа органического вещества — концентратора урана изу-
чена недостаточно. Некоторые исследователи считают его продук-
том изменения гумусового вещества растительного происхожде-
ния, так как по особенностям химического состава и ипфракрас-
116
ным спектрам оно ближе к углям, чем к продуктам окисления
нефти.
Месторождения, связанные с зонами пластового окисления,
широко распространены и имеют большое промышленное значе-
ние. Они образуются в зоне аэрации в краевых частях артезиан-
ских бассейнов, в песчано-глинистых и алевролито-песчанистых
породах. Формируются в аридном климате в результате пласто-
вого окисления нисходящими кислородными водами (см. § 15).
Рудные тела обычно слепые, протягиваются в виде узких длин-
ных (до нескольких километров) полос, иногда с перерывами
па участках ухудшения проницаемости песчаников. В сечении эти
полосы часто имеют серповидную форму и называются роллами.
Основные рудные минералы - урановые черни, настуран, урано-
вые слюдки с гидроксидами марганца, иногда с гипсом; часты
сдвиги радиоактивного равновесия в сторону радия.
Другой тип месторождений образуется при фильтрации вод
в проницаемых пластах на глубинах, достаточно удаленных от
зоны аэрации, при наличии растительного детритуса, битумов и
другой органики, создающих восстановительный барьер. На этом
барьере восстановленный уран выпадает в виде настурана, коф-
финита, урановых черней и т. д. При равномерном распределении
органики образуются большие площадные рудные тела, при не-
равномерном распределении — сложные тела, иногда напоминаю-
щие роллы. Подобные месторождения выявлены во Франции (Сен-
Пьер) и на плато Колорадо.
3. Полистадийные месторождения широко распространены и
образовались в результате седиментационно-диагенетических и
эпигенетических процессов. Среди них выделяют три рудные фор-
мации: ураноугольных месторождений; урановых месторождений
в терригенных осадках и в карбонатных породах.
Ураноугольные месторождения известны в угольных бассей-
нах США, КНР, Западной Европы. Они связаны с некоторыми
месторождениями энергетических углей и лишь часть из них со-
держит значительные запасы урана (n* 103 т) и разрабатывается.
Значительные концентрации урана встречаются лишь в бурых
углях и лигнитах молодого возраста (мезозой, кайнозой), ча-
стично в слабометаморфизованных углях позднепалеозойского
возраста, особенно в краевых частях угольных бассейнов, где угли
выклиниваются и обогащаются терригенным материалом. Наибо-
лее часто они связаны с лимническими бассейнами углепакопле-
иия, т. е. с внутриконтинентальными фациями озер, болот и забо-
лоченных речных долин, длительное время (106—I07 лет) нахо-
дившихся гипсометрически ниже источников питания ураном.
Лимническое углеобразование обычно' развивается после длитель-
ного континентального выветривания пород фундамента, что при-
водит к образованию легкоподвижных форм урана. Рудные тела
и основном пластовые, но состоят из отдельных линз и гнезд.
Вокруг них наблюдаются ореолы повышенных концентраций
урана.
117
Кроме урана в рассматриваемых месторождениях встречаются
Ti, Ge, V, Zu, Pb, Mo, Be, As, Y, Са и другие элементы, частью
в виде металлоорганических соединений (Be, Ge, As, Y, Mo), ча-
стью в виде изоморфной примеси к сульфидам железа и цинка
(Со, Ni, Си) или даже самостоятельных минералов — сульфидов
(Zn, Pb). Германий и иногда бериллий могут иметь самостоя-
тельное промышленное значение, а молибден и некоторые другие
минералы — для попутной добычи с ураном.
При выветривании ураноугольных месторождений возникает
вторичная зональность. В зоне поверхностного окисления и выще-
лачивания появление сульфат-ионов из-за окисления сульфидов
приводит к образованию комплекса вторичных минералов урана
(шрекингерит, циппеит, отенит, ураноспинит, уранофан), гипса,
кальцита и гидроксидов железа. Ниже, в зоне вторичного обога-
щения мощностью 20—50 м, преобладают регенерированные ура-
новые черни, настуран, ураноорганические соединения,
В зоне выщелачивания равновесие нарушается в сторону из-
бытка радия, который хорошо фиксируется из-за сульфатности
среды, а в зоне вторичного обогащения, куда переносится уран
из первой зоны,— в сторону урана.
Урановые месторождения в терригенных осадках изучены
мало, но некоторые имеют большие площади и запасы, представ-
ляют значительный промышленный интерес. Они связаны с тол-
щами мощных грубообломочных неотсортированных континен-
тальных осадочных и эффузивно-осадочных образований молас-
совой формации, т. е. делювиально-пролювиальными, аллюви-
альными и озерно-болотными фациями. При этом продуктивны
верхние, относительно менее грубозернистые части указанных
толщ. Ураноиосиость связана с породами, образовавшимися в ре-
зультате разрушения гранитов, кислых эффузивов или отдельных
ритмов осадконакопления, поэтому рудные линзы и залежи могут
многократно повторяться в разрезе.
Процессы концентрации и образования залежей зависят от ли-
тологических и фациальных особенностей вмещающей породы.
В мелкозернистых озерных и пойменных отложениях решающее
значение имеет стадия диагенеза, а в более проницаемых песча-
никах и гравелитах русловых и пролювиальных фаций — эпигене-
тические процессы вторичного перераспределения или привноси
урана фильтрующимися пластовыми водами. Примерами рассмат-
риваемых месторождений являются Нинге-Тоге — основная база
добычи урана в Японии, ряд месторождений в области Вогез
(Франция).
Урановые месторождения в карбонатных породах встречаются
редко (пермские известняки Тодилто в Нью-Мексико, США). Со-
держание урана в карбонатных породах платформенного типа
ниже кларка для литосферы, а в карбонатах геосинклиналей —
несколько выше. Наибольшие концентрации — в карбонатных по-
родах межгорных впадин, что связано с близостью источников
урана и наличием органического вещества в осадках. Но после
118
того как впадина становится сушей и образуются артезианские
бассейны, в их периферийных зонах возникают условия для вто-
ричного обогащения карбонатов ураном.
4. Полигенные вулканогенно-осадочные месторождения зани-
мают промежуточное положение между гидротермальными вул-
каногенными и экзогенными эпигенетическими месторождениями,
поэтому разные авторы относят их к различным типам. Опп во
многом сходны с вулканогенными молибденит-настурановыми и
флюорит-настурановыми месторождениями. В то же время есть
явные признаки участия в рудообразовании и вод поверхностного
происхождения, привноси урана частично и из осадочных пород.
Рудные залежи располагаются как в осадочных породах, так и
в вулканогенных и интрузивных. Выделяют две рудные форма-
ции: стратиформиых настурановых месторождений (с самород-
ным мышьяком) и фосфорно-урановых месторождений (с цирко-
нием).
Стратиформные настурановые месторождения, установлены
в пологих прогибах области мезозойской тектоно-магматической
активизации. Многочисленные грабены в палеозойском фунда-
менте заполнены терригенными и вулканогенными породами. Тер-
ригенные рудовмещающие породы представлены грубообломоч-
ными осадками, образованными в значительной мере при разру-
шении вулканитов и обогащенными углистыми и растительными
остатками. Рудные тела в форме пологих, обычно согласных ред-
косекущих залежей приурочены к межпластовым разрывам в кон-
гломератах и вулканитах. С ними связаны оперяющие их тре-
щины, вмещающие рудные прожилки.
Длина залежей п 10— п • 103, реже до /г- 103 м, мощность
п*10—п-102 см, реже до п • 10 м. Залежи сложены глинистыми
минералами, карбонатом, кварцем, тонкорассеявиым пиритом,
марказитом, сфалеритом, самородным мышьяком, коффинитом,
настураном, урановой чернью.
Формация фосфорно-урановых месторождений с цирконием
имеет существенное промышленное значение. Эти месторождения
обычно располагаются в краевых вулканических поясах, иногда
пространственно совмещаются с вулканогенными месторожде-
ниями молибденит-настуранового типа. Преимущественно развиты
в каледонских складчатых областях, иногда в докембрийских
формациях щитов. Месторождения локализуются обычно в нару-
шениях типа сбрососдвигов, там, где они пересекаются попереч-
ными разрывами. Некоторую роль играют оперяющие и пласто-
вые нарушения между слоями карбонатов и аргиллитов и других
терригенных пород. Наиболее крупные рудные тела располага-
ются в известняках в виде согласных, но иногда и секущих зале-
жей, что подтверждает эпигенетический характер оруденения.
Длина и вертикальное падение' рудных тел до /г-102 м, мощ-
ность 0—/г-10 м. Выделяют три типа рудных тел: а)' сплошные,
сложенные урансодержащим фторапатитом: б) брекчиевидные
тела из обломков вмещающих пород, сцементированных жильной
119
массой; в) прожилковые тела, иногда углеродистого вещества.
Руды по внешнему виду мало отличаются от вмещающих пород.
Состав руд сложный, главный минерал — апатит (до 50 % и более
жильном массы), кроме того, кальцит, сидерит, хлорит, альбит
и др. Основная часть урана заключается в апатите, меньшая.—
в прожилках уранинита, настурана, урановой черни и в углероди-
стом веществе. Содержание урана во всех рудах невысокое,
Р2О5 — до 30%, циркония 2%, тория 0,2 %. Повышено также
содержание Sr и иттриевых редких земель.
§ 21. МЕТАМОРФОГЕННЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Среди месторождений этой группы выделяют рудные форма-
ции древних метаморфизованных конгломератов и месторождения
в углисто-кремнистых сланцах.
1. Месторождения в древних конгломератах содержат около
половины запасов и дают примерно 20 % добычи урана капита-
листических стран. Наиболее крупные расположены в районах
Витватерсранд (ЮАР) и Блайнд-Ривер (Канада). Представлены
эти месторождения прослоями плотных метаморфизованных кон-
гломератов, гравелитов и кварцитов в мощной толще допалеозой-
ских осадков, развитых на огромных площадях. Конгломераты со-
стоят из безрудной кварцевой гальки и тонкозернистого песчани-
стого сильно пиритизированного цемента, составляющего около
60 % от массы породы, в том числе сульфидов свинца, цинка (5—
20%). К этому цементу и приурочены накопления урана, золота,
тория и редких земель. Иногда цемент представлен углеродистым
веществом и более обогащен ураном.
В конгломератах Витватерсранда основная масса урана свя-
зана с уранинитом, встречающимся в виде мелких зерен преиму-
щественно овальной формы, одинакового размера и состава, и
в подчиненном количестве с тухолитом, настураном, браннеритом.
Содержание урана около 0,01 %, редко 1СН %. С 1887 г. эти
конгломераты служат важным источником золота, ежегодная до-
быча которого в настоящее время составляет около 1000 т. Но не
все золотосодержащие пласты ураноноспы. Урановые руды от-
крыты в 1945 г. С 1952 г. разрабатываются комплексно на золото
и уран, частично на редкие земли, марганец, пирит (для получе-
ния H2SO4). Выявленные запасы урана составляют более
0,3 млн. т.
В конгломератах района Блайнд-Ривер (провинция Онтарио,
краевая часть Канадского щита) наиболее распространенными
урановыми минералами являются титанаты урана, уранинит и мо-
нацит. Содержание урана 0,024—0,76 %, в среднем 0,06—0,-1 %,
тория 0,1—0,4%, рудные залежи протягиваются на большие рас-
стояния как по простиранию, так и в глубину. Запасы урана бо-
лее 200 тыс. т, тория 100 тыс. т.
Еще с начала века генезис указанных месторождений являлся
предметом дискуссий. Наиболее разработаны три гипотезы: гипо-
120
теза древних метаморфизованных россыпей и гипотезы гидротер-
мального и инфильтрационного трещинного происхождения. Ав-
торы работы [7] высказываются за полистад ийное их происхожде-
ние, т. е. с последовательным проявлением осадочного, метамор-
фогенного и отчасти экзогенного инфильтрационного процессов.
2. Месторождения в углисто-кремнистых сланцах с повышен-
ным содержанием урана (до первых сотых долей процента), вана-
дия и молибдена распространены довольно широко. Рудные за-
лежи в этих месторождениях имеют преимущественно пласто-
образную форму. Наиболее богатые руды в них приурочены
к участкам тектонических нарушений. Сами разломы обычно без-
рудны, но контролируют размещение рудных тел и их форму, свя-
занную обычно с трещинной тектоникой и брекчированием. Основ-
ной урановый минерал — настуран, развивающийся вдоль сети
тонких трещин. Образование руд связано с растворением, пере-
отложением и концентрацией урана, ванадия, молибдена, меди и
других металлов, первоначально зафиксированных в глинистых
осадках морских бассейнов в процессе метаморфизма этих осад-
ков. Однако ряд специалистов склонен к гипотезе их гидротер-
мального происхождения.
§22. ВОЗРАСТНЫЕ И ПРОСТРАНСТВЕННЫЕ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
РАДИОАКТИВНЫХ РУД
Для выработки научно обоснованных критериев поисков и раз-
ведки месторождений радиоактивных руд большое значение имеет
выяснение возрастных и региональных закономерностей их фор-
мирования и размещения. В свете современных представлений
эти закономерности сводятся к следующему. В. И. Казанский,
Н. П. Лаверов и А. И. Тугаринов выделяют четыре этапа урано-
вого рудообразования, связанных с соответствующими этапами
эволюции земной коры.
1. Этап образования базальтовой коры (закончился 3,5 млрд,
лет назад) — повышенные концентрации урана не характерны.
2. Этап образования гранитно-метаморфической коры фунда-
мента древних платформ (3,5—1,6 млрд. лет). В начале этого
этапа (2,8—2,7 млрд, лет) возникли рассеянные, позднее мета-
морфизованные золотоурановые и редкоземельно-урановые место-
рождения (конгломераты Блайнд-Ривер в Канаде, Витватер-
сранда в Южной Африке и др.). На следующей стадии (2,0—
1,7 млрд, лет) образовались стратиформные золотоурановые ме-
сторождения в графитизированных сланцах и, наконец (1,8—
1,6 млрд, лет), урановые и апатит-урановые месторождения в ще-
лочных метасоматитах, скарновые, гидротермальные и редкозе-
мельно-урановые, а также пятиэлементные гидротермальные ме-
сторождения.
3. Этап образования гранитной коры геосинклинально-складча-
тых поясов, оснований молодых платформ (1,6—0,24 млрд. лет).
121
На ранней его стадии сформировались стратиформные медно-ура-
новые и гидротермальные кобальт-урановые месторождения во
впадинах байкалид. Чуть позже в областях тектоно-магматиче-
ской активизации возникли стратиформные месторождения в чер-
ных сланцах и различные формации гидротермальных месторож-
дении.
4. Этап образования современной континентально-океаниче-
ской коры и проявления эниплатформенного орогенеза начался
0,24 млрд, лет назад и продолжается в настоящее время. Для
него характерны разнообразные экзогенные месторождения (см.
§ 19), сначала в основном седиментационно-диагенетические, за-
тем полистадийные и поливенные (Mo, As, V) урановые место-
рождения и, наконец, инфильтрационные (S, Mo, V) урановые
месторождения. Гидротермальная стадия на этом еще не завер-
шенном этапе, как предполагают, находится в самом начальном
состоянии.
При изучении истории уранового рудообразования интересно
проследить изменение окислительно-восстановительных условий
в истории Земли. Для их оценки член-корреспондент АН СССР
А. Б. Ронов обобщил сведения о концентрации органического уг-
лерода, окисного и закисного железа в породах различного воз-
раста. Обобщение показало, что отношение Fe2O3/Fe0 на Рус-
ской и Северо-Американской платформах растет примерно от 0,3
в раннем протерозое до 2,3—2,8 в мезокайнозое, что говорит
о почти полном отсутствии в PRi (2,7—2,0 млрд, лет) окисляю-
щего воздействия атмосферы и преобладании восстановительных
условий. Начиная с PRa> окислительные процессы на континентах
усиливаются, растет содержание органического углерода, что. гово-
рит о росте биомассы организмов. В результате фотосинтеза на-
чинается обогащение атмосферы кислородом. С учетом изменения
окислительно-восстановительных условий в исторической геохи-
мии урана выделяют четыре этапа.
1. Архейско-раннепротерозойский этап (3,5—-2,0 млрд, лет)
характеризуется восстановительной обстановкой и, как следствие
этого, в основном механической миграцией урана, образованием
древних россыпей, давших начало месторождениям типа золото-
рудных залежей Южной Африки.
2. Средне-позднепротерозойский этап (2—0,68 млрд. лет).
Окислительные условия привели к окислению сульфидов и орга-
нического вещества. Поверхностные и подземные воды имели уг-
лекислый состав, что благоприятствовало переносу урана в виде
карбонатных комплексов, т. е. его химической миграции.
3. Вепд-раннепалеозойский этап (0,68—0,48 млрд, лет) харак-
теризуется обогащением морских осадков органическим веще-
ством и соответственно осаждением в них значительных коли-
честв урана из иловых вод.
4. Среднепалеозойско-кайнозойский этап. В связи с появле-
нием высших растений происходит накопление органического ве-
щества не только в морях, но и па отдельных участках коптинен-
122
Рис. 43. Геохронологическое распределение урана Du
в осадочных месторождениях капиталистических и
развивающихся стран (по В. И. Данчеву и Т. А.
Лапинской).
/ — конгломераты; 2 — пестроцветпые песчаники; 3 — чер-
ные углеродсодержащие сланцы; 4 — угли; 5— фосфатные
породы; 6 — эпигенетические месторождения
Рис. 44. Карта размещения главнейших урановых
и ториевых месторождений зарубежных стран (по
М. М. Константинову и др.):
а, б—эндогенные месторождения урана и тория соответ-
ственно; в. г — экзогенные месторождения урана и тория;
д, е — оса дочно-мста морфогенные месторождения урана и
тория
тов (торфяники, угли, рассеянное органическое вещество), поэтому
уран из поверхностных вод накапливается в депресснонных струк-
турах материков, а его поступление в морские бассейны умень-
шается.
В целом со временем происходит рост разнообразия экзоген-
ных месторождений урана (рис. 43). В протерозое они представ-
лены практически одним типом — месторождениями в конгломера-
тах. В рифее и нижнем палеозое известны ураиоиосные черные
сланцы и фосфаты. Начиная со среднего и особенно верхнего па-
123
леозоя появляются сначала ураноносные песчаники, а затем и
ряд месторождений других типов.
На рис. 44 приведено размещение крупнейших месторождений
урана и тория зарубежных стран. Основная масса урановых ме-
сторождений сосредоточена в крупных металлогенических провин-
циях и поясах, приуроченных к геотектоническим структурам вто-
рого порядка: додокембрийским щитам и платформам (Канада,
Южная Африка, Австралия, Бразилия, Индия и др.); геосинкли-
нальным областям послекембрийского (палеозойского и более мо-
лодого) возраста (Западная Европа, Скалистые горы Северной
Америки и Кордильеры Чили и Аргентины). От обычных металло-
генических провинций урановые провинции и пояса обеих групп
отличаются тем, что к ним приурочены месторождения разного
типа и возраста. В их пределах пространственно связаны между
собой как эндогенные, так и экзогенные месторождения, причем
они могут быть не только более молодыми, но и более древними,
чем эндогенные. В последнем случае можно предполагать нали-
чие связи эндогенных месторождений с магматическими распла-
вами, обогащенными ураном путем ассимиляции материала окру-
жающих осадочных пород.
Для формирования месторождений урана в пределах каждой
провинции наиболее благоприятен период, переходный от геосин-
клиналыюго этапа к платформенному. Эндогенные месторожде-
ния образуются в основном в позднеорогенную фазу геосинкли-
нального или в начале полуплатформенного этапа в пределах
внутренних массивов, по окраинам древних кристаллических плит
и щитов, в зонах тектоно-магматической активизации щитов и
платформ. Экзогенные месторождения возникают в полуллатфор-
менный или в начале платформенного периода в пределах поло-
гих депрессионных структур, предгорных и межгорных впадин,
а также в наиболее подвижные этапы жизни молодых платформ.
Важным поисковым критерием ураноносных провинций явля-
ется металлогенический фон. Для провинций, связанных с до-
кембрийскими щитами и платформами, характерно сопряжение
месторождений урана с месторождениями железных, медных, ни-
кель-кобальтовых и золотых руд. В провинциях геосинклинальных
областей урановое оруденение проявляется на редкометалльном и
редкометалльно-полиметаллическом фоне. Д. Я. Суражский от-
мечает, что для урановых провинций не характерно присутствие
ртутно-сурьмяных и геотермальных свинцово-цинковых руд.
Контрольные вопросы и задачи
IV. 1. Назовите основные классы месторождений урана.
1V.2. Каковы запасы средних месторождений урана?
IV.3. Каковы типичные (средние) концентрации урана в рудах, разраба-
тываемых в настоящее время?
IV.4. Какие классы месторождений занимают ведущее место на современ-
ном этапе добычи урана?
IV.5. Какие труппы месторождений выделяют в классе эндогенных? Какие
из них чаще являются промышленными?
124
IV.6. В чем генетическое различие гидротермальных., плутогенных и вулка-
ногенных месторождений?
IV.7. Назовите основные типы эндогенных месторождений урана. Какие
из них играют основную роль в добыче тория?
IV.8. Назовите основные группы экзогенных месторождений урана.
IV.9. С какими основными процессами связано образование седименташь
онпо-диагенетических месторождений?
IV . 10. Назовите основные сорбенты урана.
1 V.11. Назовите основные анноны.--осадители урана.
IV .12. Назовите основные черты месторождений урана в черных сланцах
(размеры рудных тел, их выдержанность, присутствие органического вещества,
сопутствующие элементы).
IV. 13. Назовите основные черты урапоносных фосфоритов. На какие два
вида они подразделяются?
IV. 14. Объясните механизм образования эпигенетических месторождений.
Приведите их классификацию.
IV .15. Назовите основные черты уранобитумных месторождений. Приве-
дите примеры таких месторождений.
IV . 16.Объясните механизм образования рудных тел типа роллов.
I V.17. Назовите основные типы полнетадийных месторождений.
IV . 18. Каковы основные особенности ураноугольных месторождений?
IV. 19. Каковы основные особенности полнетадийных урановых месторож-
дений в терригенных осадках?
IV.2 0. Назовите основные типы россыпных месторождений, определите их
промышленное значение.
IV .21. Дайте классификацию полигенных вулканогенно-осадочных место-
рождений и характеристику фосфатно-урановых месторождений.
I V.22. На какие группы подразделяют метаморфогеняые месторождения
урана? Какие из них имеют наибольшее промышленное значение?
IV .23, Каковы основные особенности месторождений урана в древних кон-
гломератах?
IV. 24. Назовите этапы уранового рудообразования в истории Земли. С ка-
кими этапами связаны месторождения урана и какие?
IV.2 5. Как повлияло изменение окислительно-восстановительной обста-
новки на хронологическое распределение урановых месторождений различного
типа?
Глава V
РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ПРИ ПОИСКАХ,
РАЗВЕДКЕ И РАЗРАБОТКЕ МЕСТОРОЖДЕНИИ
РАДИОАКТИВНЫХ РУД И РЕШЕНИИ ДРУГИХ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЗАДАЧ
§ 23. ОБЩИЕ ВОПРОСЫ.
СТАДИЙНОСТЬ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТ
Геологоразведочные работы на рудные полезные ископаемые
представляют собой многостадийный процесс, включающий сле-
дующие этапы.
1. Региональные прогнозно-металлогенические исследования.
Проводятся научно-исследовательскими организациями для выяс-
нения пространственных и временных связей рудных формаций
с геологическими, выделения потенциально рудоносных террито-
рий и установления критериев рудопосности. На этом этане ис-
пользуют дистанционные методы исследования (космические и
аэрометоды), геофизические методы изучения глубинного строе-
ния земной коры. Составляются геолого-формационные, геохими-
ческие и прогнозно-металлогенические карты масштабов
1 : 2 500 000 и 1 : 1 000 000 с выявлением на них потенциально рудо-
носных провинций и районов.
2. Специализированные геологические съемки, ориентирован-
ные на выявление оруденения, проводятся на территориях пер-
спективных рудных районов для оконтуривания в их пределах
более локальных перспективных площадей и прогноза потенциаль-
ной рудопосности. На этом этапе изучаются геологическое строе-
ние района, закономерности размещения проявлений оруденения
и их элементов-спутников, критерии и признаки оруденения, оце-
ниваются прогнозные запасы. Сначала проводится съемка в мас-
штабе 1:200000 на всей территории рудоносного района, затем
в масштабе 1:50000 для выявления и оценки потенциальных
рудных полей в пределах потенциальных рудных узлов, установ-
ленных на подстадии съемок масштаба 1 : 200 000.
3. Поисковые работы проводятся . комплексом геологических,
структурно-геофизических, радиометрических и геохимических
методов исследований в горных выработках в масштабе 1 : 10 000.
Их цель — выявление и оконтуривание потенциальных рудных ме-
сторождений, подсчет их прогнозных запасов. Основные критерии
перспективности участков потенциальных урановых месторожде-
ний на рассматриваемом этапе: урановая природа радиоактивно-
сти; присутствие радиогенных изотопов свинца и элементов -—
спутников урана; пространственная связь аномально ураноносиых
зон с участками изменений магнитного и электрического полей
(связь радиоактивных аномалий с благоприятными геологиче-
скими структурами, благоприятный характер изменения вмещаю-
щих пород и др.).
126
4. Поисково-оценочные работы проводятся для массовой раз-
браковки объектов, выявленных на этапе поисковых работ, и для
геолого-экономической оценки перспективных объектов. Их за-
дачи— выявление основных закономерностей размещения оруде-
нения; оконтуривание месторождения в плане и прослеживание
оруденения на глубинах первых сотен метров, прогнозная оценка
запасов и технологических свойств руд, горно-геологических усло-
вий их эксплуатации. Основные средства проведения работ—по-
верхностные горно-разведочные выработки и скважины колонко-
вого бурения. Для оценки месторождения стремятся как можно
раньше выявить полный комплекс полезных компонентов.
5. Предварительная разведка проводится на месторождениях,
получивших положительную геолого-экономическую оценку на
этапе поисково-оценочных работ. Она должна подтвердить или
опровергнуть эту положительную оценку на основе более полного
изучения закономерностей размещения и условий залегания от-
дельных участков, выявления технологических типов руд, изуче-
ния их главных технологических свойств.
Степень изученности должна быть достаточна для подсчета
запасов но категории С2 по всему месторождению и категории Ci
по участкам детализационных работ, для выбора принципиальной
схемы технологической переработки руд, получения исходных дан-
ных для предварительного расчета технико-экономических пока-
зателей возможной эксплуатации месторождения.
6. Детальная разведка проводится на месторождениях, полу-
чивших положительную оценку по данным предварительных раз-
ведочных работ и заслуживающих по всем технико-экономическим
данным первоочередного промышленного освоения. Она должна
выяснить геологическое строение месторождения, состав и техни-
ческое условие эксплуатации руд с полнотой и достоверностью,
достаточной для передачи месторождения в освоение и составле-
ния проекта строительства горнодобывающего предприятия.
7. Разведочные работы в условиях действующего горнодобы-
вающего предприятия включают эксплуатационную разведку и
специальные поисково-разведочные работы. Цель первой — уточ-
нение сведений о запасах по мере их вскрытия (опережающая
эксплуатационная разведка) и отработки (сопровождающая экс-
плуатационная разведка). Цель специальных работ —выявление
и оценка новых запасов в районе горного отвода. По своей де-
тальности они могут соответствовать детальности поисков предва-
рительной или детальной разведки. В повседневные обязанности
рудничной геологической службы, кроме указанного, входит дета-
лизация сведений о геологическом строении месторождения и со-
ставе руд для контроля за качеством и полнотой отработки запа-
сов и оказания помощи предприятию в совершенствовании техно-
логии разработки. Для опережающей эксплуатационной разведки
используют скважины в карьерах и подземных выработках, для
сопровождающей разведки минные скважины, взрывные шпуры
и очистные выработки.
127
Комплекс методов для поисков рудных месторождений
При поисках и разведке твердых полезных ископаемых исполь-
зуют большой комплекс методов, которые принято разделять на
три группы; геологические, геофизические и геохимические.
Геологические (геолого-минералогические) методы поисков
основаны на визуальном обнаружении коренных выходов орудене-
ния или механических ореолов рассеяния оруденелых пород, руд-
ных обломков и минералов. Из-за неустойчивости большинства
урановых минералов в гинергенных условиях эти методы (шлихо-
вый, обломочно-речной, валунно-ледниковый и т. п.) малопри-
годны для поисков урановых месторождений, но могут быть эф-
фективны при поисках некоторых месторождений тория.
Геохимические методы основаны на выявлении локальных ано-
малий (геохимических ореолов) искомых элементов или других
элементов — спутников оруденения. Эти методы заключаются
в опробовании различных объектов (коренные породы, рыхлые от-
ложения, воды, растения и т. п.), т. е. отборе проб для анализа
по определенной сети, проведении соответствующих анализов на
элементы-индикаторы, интерпретации полученных результатов
для оценки перспективности выявленных аномалий. В зависимо-
сти от объекта опробования выделяют литогеохимические, радио-
гидрогеохимические, биогеохимические методы поисков, основан-
ные соответственно на опробовании коренных пород или рыхлых
отложений, природных вод it растений.
Геофизические методы, основанные на изучении искусственно
созданных физических полей в горных породах, являются самой
многочисленной группой поисково-разведочных методов. Их
обычно в рудной геофизике условно делят на методы общей гео-
физики (электро-, магнито-, грави- и сейсморазведка) и ядерно-
геофизические методы, а последние на методы радиометрические
и ядерно-физические (или ядерно-геофизические в узком
смысле).
При поисках урана, а также полезных ископаемых, находя-
щихся в парагенетической связи с радиоактивными элементами,
главными геофизическими методами являются радиометрические,
основанные па регистрации естественных радиоактивных излуче-
ний. Методы общей геофизики применяются в основном на стадии
подготовки площадей под постановку поисково-разведочных ра-
бот, а также для решения вспомогательных задач (определения
мощности рыхлых отложений, прослеживания нарушений, струк-
тур и т. д.).
Радиометрические методы принято разделять на три группы:
а) полевые радиометрические методы (радиометрическая съемка),
применяемые для приближенной оценки радиоактивности горных
пород и изучения ее изменений по маршруту, профилю или по
заданной сетке; б) методы радиометрического опробования, по-
зволяющие более точно определять радиоактивность горных пород
в условиях их естественного залегания (в скважинах, шурфах, об-
128
наженйях и т. п; в) лабораторные радиометрические методы
точного определения общей радиоактивности и содержания от-
дельных радиоактивных элементов в образцах руд и горных по-
род. Для повышения эффективности поисковых работ на уран по-
левые радиометрические методы обычно комплектируют с геохи-
мическими. Кроме того, в последних для анализа отобранных
образцов пород, вод и растений широко применяют лабораторные
радиометрические методы. Поэтому кроме полевых и лаборатор-
ных радиометрических методов кратко рассмотрим также основ-
ные геохимические методы, применяемые при поисках урана.
Поисково-оценочные признаки уранового оруденения
К ним относятся выходы руд на дневную поверхность, прояв-
ления урановой минерализации с непромышленными концентра-
циями урана, радиационные дефекты кристаллов некоторых по-
родообразующих минералов и ореолы рассеяния вокруг рудного
тела.
1. Изучение выходов урановых руд и проявлений урановой ми-
нерализации осложняется неустойчивостью большинства урановых
минералов в гипергенных условиях. Их разрушение наиболее
интенсивно идет в теплом и влажном климате. Здесь наблюдается
полный или почти полный вынос урана из приповерхностной зоны.
В сухом климате при разрушении первичных минералов урана
могут образоваться его вторичные минералы — гидроксиды и си-
ликаты.
Скорость изменения руд существенно зависит от их состава.
Наиболее устойчивы к выветриванию сложные танталониобиевые,
циркониевые и редкоземельные оксиды урана. Легче разлагаются
ураниниты, настураны и особенно урановые черни. Уран полно-
стью или почти полностью выносится из приповерхностной зоны
при разрушении ураносульфидных руд (березиты, реже аргилли-
зиты) и задерживается в ней при разрушении настураи-карбонат-
пых жил, ураноносных конгломератов, альбититов, песчаников,
угленосных отложений и глин. Зоны окисления урановых выходов
имеют большое поисковое значение, так как большинство вторич-
ных урановых минералов обращает на себя внимание яркой жел-
той, зеленой или оранжевой окраской и легко диагностируется
в полевых условиях. По составу вторичных минералов можно су-
дить о вероятном минеральном типе и составе первичных руд.
2. Радиационные дефекты в кристаллической решетке породо-
образующих и жильных минералов (кварц, полевые пшаты, цир-
кон и др.) возникают вокруг зерен и скоплений радиоактивных
минералов под воздействием их излучения. Они ведут себя как
парамагнитные центры, т. е. элементарные магниты, и легко обна-
руживаются с помощью спектрометров электронного парамагнит-
ного резонанса. Более того, удается количественно оценивать дозу
облучения и отличать современные урановые проявления от
древних.
Г) Заказ № 271? 129
3. Ореолы рассеяния урана — важнейший поисковый признак.
Различают открытые ореолы, выходящие на дневную поверхность,
и закрытые, развивающиеся лишь на некоторой глубине от по-
верхности. По генетическим признакам выделяют: а) первичные
(эндогенные) ореолы, образовавшиеся одновременно с формиро-
ванием рудного тела; б) вторичные ореолы, образующиеся при
разрушении или преобразовании руд и первичных ореолов в при-
поверхностных частях геологического разреза.
Элементный состав первичных ореолов близок к составу самих
руд. Их формы подобны формам рудных тел, а размеры значи-
тельно превышают размеры залежи, распространяясь над круто-
падающими телами до 100—200 м и более, а в стороны от нее
до нескольких десятков метров. Наибольшую протяженность
имеют ореолы подвижного урана. Одни элементы-индикаторы на-
капливаются преимущественно в надрудных, другие в подрудных
ореолах.
Вторичные ореолы могут образоваться в результате переноса
радиоактивного вещества и элементов-спутников в твердой, жид-
кой или газообразной формах. Соответственно говорят о механи-
ческих, водных и газовых ореолах. Кроме того, выделяются
ореолы в коре выветривания, солевые, биохимические и радиаци-
онные.
Л. Ореолы в коре выветривания представляют собой видоизме-
ненные остатки первичной рудной минерализации. Внутренняя
зона ореола содержит уран в виде вторичных минералов и редко
доходит до земной поверхности. Внешняя зона ореола содержит
уран в виде безминеральной (рассеянной) примеси в продуктах
выветривания. Ее размеры в десятки раз превышают размеры
внутренней зоны.
Б. Механические ореолы —это область вокруг рудного тела,
покрытая рудными обломками, образовавшимися при физическом
выветривании и устойчивыми в поверхностных условиях. Число
таких устойчивых урановых минералов невелико. Однако в усло-
виях, когда физическое выветривание, значительно интенсивнее
химического (в полярных или высокогорных районах), механиче-
ские ореолы образуют и менее устойчивые урановые минералы
типа уранинитов, настуранов, представляющие основной промыш-
ленный интерес.
Наконец, образование механических ореолов урана возможно
также за счет устойчивых вторичных скоплений урансодержащих
гидроксидов железа, марганца, глинистых минералов или орга-
нических соединений.
Дальнейший перенос постоянными или временными поверхно-
стными водными потоками продуктов механического разрушения
рудного тела из области механического ореола образует так на-
зываемые механические потоки рассеяния. Потоки приурочены
к понижениям рельефа, имеют вытянутую форму, направленную
от рудного тела или ореола вниз по рельефу, и значительную
длину (до сотен метров и даже 1—2 км).
130
В. Водные ореолы образуются за счет растворения урана, ра-
дия, радона в подземных водах, омывающих рудное тело, и вы-
носа их во вмещающие породы. На их формирование влияет
большое число факторов (см. § 29).
Г. Солевые ореолы образуются за счет выпадения (закрепле-
ния) растворенного в воде урана при взаимодействии вод с вме-
щающими горными породами или при испарении воды. Они
имеют более низкую концентрацию, чем механические, но гораздо
большие размеры (до многих десятков метров, считая от границ
залежи). На образование солевых ореолов большое влияние ока-
зывают режим приповерхностных почвенно-грунтовых вод и кли-
матические условия. В пустынных и полупустынных областях ат-
мосферные осадки просачиваются на небольшую глубину и, не до-
ходя до уровня грунтовых вод, вновь поднимаются к поверхности
и испаряются. В результате вода вымывает уран из породы и
при испарении осаждает его на поверхности, образуя открытый
солевой ореол. Наоборот, если количество осадков превышает
испарение, то часть атмосферных осадков удаляется из района их
выпадения в виде подземного стока, унося с собой растворенные
соли. При этом открытый солевой ореол будет очень слабым или
вообще не будет наблюдаться, образуется лишь погребенный
ореол непосредственно над рудным телом.
Рассеяние газообразных продуктов распада вокруг рудного
тела или же вокруг механического и солевого ореолов приводит
к образованию газовых ореолов. Из-за малого периода полурас-
пада торона и актинона они успевают распространяться от руд-
ного тела всего на 10—20 см, тогда как относительно долгоживу-
щий радон может «уйти» на расстояние до 4—5 м. Ореол рас-
сеяния стабильного продукта распада — гелия простирается до
сотни и более метров. В результате дальнейшего переноса и пере-
отложения растворенных солей в направлении течения грунтовых
вод могут образоваться вытянутые солевые потоки рассеяния
с невысокой, но равномерной концентрацией урана. За счет более
дальнего выноса радия часто в солевом потоке наблюдается на-
рушение радиоактивного равновесия в сторону недостатка радия.
Д. На участках выхода на поверхность урановых руд или от-
крытых ореолов рассеяния наблюдается повышенное содержание
урана и радия в растениях. Это явление иногда называют орео-
лом рассеяния урана в растениях или биохимическим ореолом.
Е. Наконец, поле радиоактивных излучений, образующихся во-
круг рудных тел и их механических и солевых ореолов, принято
называть радиационным ореолом.
Отдельные полевые методы поисков урана направлены на
обнаружение поисковых признаков, связанных с различными
ореолами рассеяния радиоактивных элементов: механическим и
солевым (у-съемка, уранометрическая съемка); газовым (эмана-
ционная съемка); водным (радиогидрогеологическая съемка);
биохимическим (радиобиохимическая съемка). Следует иметь
н виду, однако, что перечисленное соответствие между ореолами
Г? 131
и видами съемки в определенной степени условно. Как правило,
рудной залежи сопутствуют различные типы ореолов, а на резуль-
таты многих из методов съемки оказывает влияние несколько ви-
дов ореолов.
Радиометрическими методами поисков иногда называют лишь
у- и у-р-методы, основанные на изучении радиационных ореолов.
В такой классификации эманационная и гелиевая съемки отно-
сятся к группе газовых методов, а остальные полевые методы —
к группе геохимических методов. Из-за распространенности за-
крытых ореолов важной характеристикой полевых (поисковых)
методов является их глубинность, т. е. максимальная мощность
неактивных отложений, перекрывающих рудное тело или ореол
рассеяния, при которой возможно обнаружение последних.
Природные условия ведения поисков
Важнейшие из этих условий — геологические, геоморфологиче-
ские, биоклиматические. По времени проявления природных усло-
вий, определяющих формы нахождения, проявления и возможно-
сти обнаружения месторождений, выделяют условия дорудные, ин-
террудные и пострудные. Для их выяснения проводят историко-
геологическое и палеогеографическое изучение и металлогенический
анализ района. Уделим основное внимание современным ланд-
шафтно-географическим условиям, определяющим трудности и до-
стоверность опоискования площадей. Важное значение с этой
точки зрения имеют следующие два понятия.
Критическая мощность рыхлых отложений — это их макси-
мальная толщина, при которой еще формируются ореолы рассея-
ния, выходящие на дневную поверхность и четко фиксируемые
поисковыми методами. Критические мощности дальнеприносных
рыхлых отложений обычно составляют ц-10 см, а для автохтон-
ных отложений до 1 м. Если мощность рыхлых отложений превы-
шает критическую, то при поисках приходится углубляться
в рыхлый покров до представительного горизонта опоискования.
Представительный горизонт — это наиболее близкий к дневной по-
верхности горизонт устойчивого и максимального площадного раз-
вития вторичных ореолов.
Основными компонентами ландшафта являются рельеф, вы-
ходы коренных пород, почвенно-растительный покров, кора вы-
ветривания, слой рыхлых отложений, почвенно-грунтовые и по-
верхностные воды. Наименьший участок, характеризующийся
постоянством каждого из этих компонентов, называют элементар-
ным ландшафтом. Наибольшее распространение имеют следую-
щие элементарные ландшафты: водораздельные, склоновые, под-
ножий склонов и местных водоемов.
1. Водораздельные ландшафты. Покрыты элювиальными и
элювиально-делювиальными отложениями, образовавшимися из
местных подстилающих коренных пород. В них формируются пе-
132
смещенные остаточные или слабосмещенные вторичные ореолы
рассеивания.
2. Ландшафты склонов. Характеризуются делювиальными от-
ложениями и смешанными (остаточными и наложенными) орео-
лами или потоками рассеяния.
3. Ландшафты подножий склонов (нижние выположенные ча-
сти последних и надпойменные террасы речных долин) отлича-
ются большими мощностями делювиальных отложений, неболь-
шой глубиной залегания грунтовых вод. Могут встречаться сме-
щенные остаточные ореолы, водные ореолы в грунтовых водах и
наложенные солевые ореолы.
4. Ландшафты местных водоемов характеризуются водными и
солевыми ореолами и потоками (реки).
Совокупность элементарных ландшафтов, связанных между со-
бой водной миграцией элементов, образует геохимический ланд-
шафт , играющий большую роль при поисках урана, здесь также
особенно широко применяются геохимические методы.
При поисках других редких металлов чаще употребляют более
широкое понятие «географический ландшафт», который учиты-
вает условия не только химического, но и физического выветрива-
ния. Одни и те же элементарные и геохимические ландшафты по-
разному проявляют себя в зависимости от биохимических условий.
Выделяют биоклиматические области следующих двух типов.
1. Аридные области —это области сухого климата с преобла-
данием испарения над осадками — с непромывным режимом. Лес-
ной покров отсутствует, часто слабо развито и травянистое по-
крытие. Почвенно-грунтовые воды слабощелочные, гидрокарбо-
патно-кальциевые. Органическое вещество быстро разлагается,
подвижность урана и его спутников слабая, вследствие чего обра-
зуются открытые несмещенные или слабосмещенные ореолы. Гео-
химические процессы ограничиваются дефицитом влаги. Из-за за-
трудненной адсорбции урана воды рек и озер обогащены ураном
до г/л. В условиях расчлененного рельефа образуются
пресноводные горизонты грунтовых вод с повышенным содержа-
нием урана (до /и 10-5 г/л). При их испарении в областях раз-
грузки сначала отлагаются кальцит и гипс, выше по разрезу.—
хлориды и сульфаты натрия и магния..
В ураноносных районах пустынных ландшафтов наблюдается
выпадение ярких желтых пленок вторичных урановых минералов
уже при малых концентрациях урана в породах (в глинах при
//•10"5 г/г), что иногда вводило в заблуждение геологов, рассмат-
ривающих их как поисковый признак. В ландшафтах северных
степей, переходных от аридных областей к гумидным, процессы
выщелачивания и переноса урана происходят интенсивнее, но и
здесь миграция ограничивается расстояниями п- 102—п 103 м.
2. Гумидные области отличаются влажным климатом, промыв-
ным режимом (осадки преобладают над испарением), кислой ре-
акцией почвенно-грунтовых вод. Здесь богатая растительность,
благоприятные условия для накопления органического вещества.
133
В тропических и субтропических гумидных областях преобладает
химическое выветривание, образуются мощные коры выветрива-
ния латеритного типа. Уран и его спутники практически полно-
стью выщелачиваются из рыхлых отложений и даже приповерхно-
стных частей коренных пород. Все это неблагоприятно для про-
гноза и поисков уранового оруденения.
В умеренно теплых гумидных областях также преобладают хи-
мическое выветривание и перенос урана, образуются протяжен-
ные ореолы, оторванные от коренных оруденений. Состав вод и
особенности миграции зависят от состава материнских пород.
Если почвы сформировались на карбонатных породах, то почвен-
но-грунтовые воды обладают нейтральной или слабощелочной ре-
акцией. Уран находится в форме карбонатных ионов, плохо сорби-
руется, размеры водных ореолов достигают 300 м. Вторичные
ореолы в почвах слабые и уверенно устанавливаются лишь на
нижних горизонтах элювиально-делювиальных отложений.
Когда почвы формируются на силикатных и алюмосиликатных
породах, воды слабокислые и уран находятся в катионной форме
и в комплексных уранорганических соединениях, легко сорбируе-
мых гумусовым и глинистым веществом. Поэтому водные ореолы
имеют небольшие размеры. В разрезе рассматриваемых почв на
глубине 0,5—1,5 м выделяют горизонт «вмывання», несколько обо-
гащенный органикой и ураном.
В холодных гумидных областях преобладает физическое вы-
ветривание, и поэтому, несмотря на состав вод, благоприятный
для миграции урана, процессы химического выщелачивания и
миграции, а также образования вторичных солевых ореолов выра-
жены слабо.
В горных районах встречается вертикальная смена различных
ландшафтных климатических зон, рассмотренных выше.
§ 24. АЭРОГАММА-СЪЕМКА
Аэрогамма-съемка заключается в исследовании радиоактивно-
сти горных пород радиометром, установленным на самолете или
вертолете, с последующей наземной проверкой перспективности
обнаруженных аномалий. Современная аэрогамма-съемка явля-
ется спектрометрической: аппаратура измеряет интенсивность
у-излучения в трех дифференциальных каналах и одном инте-
гральном. По данным измерений в дифференциальных каналах
вычисляют содержание урана (точнее, радия), тория и калия.
Так как аэрометод обладает высокой производительностью, его
широко используют при оценке перспективности отдельных райо-
нов для постановки детальных наземных поисков. Он применим и
на площадях, не проходимых для наземного транспорта. Наиболее
эффективна аэрогамма-съемка в районах с равнинным или слабо-
всхолмленным рельефом и сухим климатом, с удовлетворительной
обнаженностью рудных тел или с аллювиально-делювиальными
отложениями мощностью до 0,5—1 м при широком развитии пер-
134
вичных, механических и солёных ореолов. В районах с плохой
обнаженностью, густой залесенностью, обильными атмосферными
осадками, способствующими выщелачиванию и интенсивному рас-
сеянию урана, а также в районах со сложно расчлененным релье-
фом аэрогамма-съемка менее эффективна.
Теоретические основы. При аэросъемке радиометр регистри-
рует сумму двух составляющих — излучения горных пород и фона.
Интенсивность первой составляющей — у-излучения горных по-
род— зависит от активности горных пород, активности и мощно-
сти наносов, а также высоты полета. С высотой эта составляю-
щая уменьшается из-за поглощения излучения воздухом, а при
ограниченном размере радиоактивного тела также за счет умень-
шения телесного угла, под которым это тело «видно» с самолета
или вертолета.
Влияние последнего фактора особенно значительно, когда раз-
мер активного тела г сравним или меньше высоты полета h. При
г-^li отмеченный телесный угол и интенсивность излучения умень-
шаются с высотой пропорционально (r//i)2. Поэтому даже для вы-
сокоактивных (на поверхности земли) аномалий малого размера
интенсивность излучения, зарегистрированная радиометром, мо-
жет быть сравнима с возможными колебаниями нормального фона
рядовых горных пород. Вследствие этого аномальные участки не-
больших размеров (десятки квадратных методов) могут быть об-
наружены только на высоте 25—50 м, и то лишь при высокой ин-
тенсивности излучения на поверхности земли.
В соответствии со сказанным превышение интенсивности излу-
чения Д/ в центре активной зоны над фоном для вмещающих по-
род оценивают по приближенной формуле
А/ = Д/us exp (— p/i)/(2n/t2),
где Д/о— значение Д/ на уровне земли; s—-площадь активной
зоны; р — коэффициент поглощения у-излучения в воздухе.
На рис. 45, а приведены графики Д7/Д7О, рассчитанные по бо-
лее точным формулам. Они подтверждают, что чем меньше раз-
мер тела, тем резче спад интенсивности излучения с высотой. Если
двукратное уменьшение интенсивности для тела бесконечных раз-
меров происходит на высоте 70 м, то при радиусе круглого тела
19,5 м-—на высоте всего' 10 м. На этом основан способ оценки
размеров тела и интенсивности излучения на уровне земли по зна-
чениям высотного градиента, определяемого полетами на двух
высотах.
Назовем действующей (при данной высоте h) площадь такого
круга, интенсивность излучения которого на высоте h над его цен-
тром составляет 90 % от интенсивности тела той же удельной ак-
тивности, но бесконечного радиуса. Радиус круга действующей
площади при обычной высоте полетов (25—75'м) составляет
(3-ь4)/г. Это значит, что суммарный вклад в регистрируемую ве-
личину всех участков, лежащих от профиля на расстоянии более
(Зъ4)й, составляет всего 10 % (при равной удельной активно-
135
bU WO 150 Л,м U Z О Б 8 W /? i-,c
Рис. 45. Графики для определения влияния размеров аномалии на показания
аэрогамма-радиометров:
й — относительное изменение интенсивности v-излучения над центрами активных участ-
ков с различной площадью s в зависимости от высоты полета h:i — бесконечная пло-
скость, 2 — квадрат размером 1X1 км, 3,5 — 7 — прямоугольники размером соответст-
венно 100X200, 20X60, 10X120 и 5X20 м, 4 — круг радиусом 19,5 и; б — зависимость
поправочного коэффициента 0 от времени t нахождения самолета над аномалией;
шифр кривых — постоянная интегрирующей ячейки тя, с
сти). Чтобы не пропускать малые аномальные участки умеренной
активности, расстояние между профилями выбирают
Размер участков аномальной активности сказывается на ре-
зультатах аэрогамма-съемки еще из-за инерционности радиомет-
ров. После вступления самолета в аномальную зону показания ра-
диометра I согласно формуле (35) изменяются примерно по за-
кону
/ = /вм + (7ап — /цм) {1 — ехр //(итя)] j,
где /вм. Ian — показания над участками бесконечного размера той
же активности, что и у вмещающих пород, и аномального участка
соответственно; / — расстояние от начала аномального участка;
v—скорость самолета. Отсюда истинную аномалию Ли—Лм вы-
числяют по формуле
Iан /вм ~ (/ " /цм) О j
где 0 = {1—ехр[—L/(£’тя)]}“\ L — протяженность аномалии; 7 —
показания радиометра в конце аномалии. График зависимости по-
правочного коэффициента 0 от времени прохождения аномалии
t = L[v при различных значениях тя приведен на рис. 45,6. Как
видно из рисунка, чтобы коэффициент 0 не слишком отличался
от 1, уже при 1x2 с (например, о = 200 км/ч, 21= 100 м) необхо-
димо иметь тя< 1 с. С учетом этого обычно принимают значение
тя не более 1с.
Вторая составляющая излучения, регистрируемого радиомет-
ром (фон), тоже меняется с высотой, поскольку интенсивность
космического излучения растет ио мере увеличения высоты. По-
этому для правильного учета (компенсации) фона необходимо
учитывать высоту полета.
Методика исследований. Аэрогамма-съемка проводится аэропо-
искозыми партиями, в состав которых входят: летний отряд; отряд
136
наземной детальной проверки аномалий: два-три отряда предва-
рительной проверки, один поисковый, иногда буровой отряд.
В партию входят также автотранспортная служба, дробильный
цех, аналитическая лаборатория, ремонтные мастерские и радио-
станция. Воздушные работы выполняются летом на основе догово-
ров с территориальными организациями гражданской авиации и
регламентируются «Воздушным кодексом СССР» и «Наставле-
нием о полетах» Гражданского воздушного флота СССР.
Проект работ составляют на основании «Геологического зада-
ния», выдаваемого вышестоящей организацией, исходя из резуль-
татов предшествующих работ по выбору и обоснованию площадей.
Площади под съемку выделяют на основе анализа результатов
предыдущих геологоразведочных работ и геолого-геохимических
соображений о возможности урановых оруденений в тех или иных
условиях. Перед составлением проекта проводят рекогносцировоч-
ную съемку маршрутами через 10—15 км. Ее цель: ознакомление
с рельефом и обнаженностью пород, наличием ориентиров, изуче-
ние общего у- и магнитного полей, среднего содержания U, Th и К
в породах различного типа; установление характерных признаков
последних, по которым можно их визуально определять с воздуха,
и т. д. По результатам рекогносцировки определяют масштаб по-
исковых работ и очередность замеров отдельных площадей; наме-
чают рабочую сеть маршрутов, обычно параллельную, вкрест про-
стирания пород или основных геологических структур; выбирают
несколько эталонных (полигонных) участков (с высокой, низкой
и средней активностью) для определения масштаба записи по ка-
налам содержания U, Th и К. Интегральный канал градуируют
с помощью радиевого эталона. Размер полигонных площадей при
самолетной съемке (АН-2) 1X0,2 км, для вертолетной (измерения
в режиме зависания) —50x50 м. К полигонным участкам предъ-
являют следующие требования: спокойный рельеф, хорошая обна-
женность или полное покрытие рыхлыми отложениями, небольшие
колебания концентраций U, Th и К в породах. Последние опреде-
ляют по данным наземной у-спектрометрии и анализа проб в ла-
бораториях.
Первоначальную настройку каналов прибора осуществляют на
заводе с использованием урановой, ториевой и калиевой градуиро-
вочных моделей объемом 20 л, дающих спектры излучения, близ-
кие к спектру соответствующих семейств в сплошной среде (гор-
ной породе). Одновременно с настройкой приборов на заводе оп-
ределяют показания каналов от трех рудных моделей малого
размера (длина 31 см, диаметр 7 см). Эти модели используют
в дальнейшем для настройки приборов в полевых условиях. Так
как ни одна из моделей рассмотренных типов не является насы-
щенной, градуировка прибора, т. е. определение цены деления ка-
налов, может быть осуществлена только по измерениям на эта-
лонных участках.
Аэрогамма-съемка проводится в комплексе с аэромагнитной
съемкой, оказывающей большую помощь в истолковании резуль-
137
татов исследований, в первую очередь в выделении перспективных
структур и комплексов.
Минимальная высота полета зависит от рельефа и определя-
ется «Наставлением о полетах» Гражданского воздушного флота
СССР. Для равнинных районов она не менее 25 м, для всхолмлен-
ных не менее 50 м, а для горных 75 м и более. В горных районах
с перепадами высот до 400 м маршруты длиной 4—8 км прокла-
дывают вдоль склонов или поперек них. Длина поисковых марш-
рутов в слабовсхолмленных районах 10—30 км в зависимости от
масштаба работ. Обычные масштабы съемок 1:25 000, реже
1 : 10 000.
Диаграммы аэрогамма-станций протягивают равномерно во
времени. Поскольку скорость полета трудно выдержать постоян-
ной, для привязки результатов к местности через каждые 6—-10 км
на карте отмечают ориентиры. Привязку ориентиров осущест-
вляют визуально, в том числе с применением подвижных ориен-
тиров (погрешность 100 м), путем фотографирования курсографом
(погрешность 20 м), а при спокойном рельефе также радиогеоде-
зическими методами (погрешность около 10—12 м).
Полигонные участки используют для определения и контроля
масштаба шкал концентраций U(Ra), Th, Д. Для этого после под-
готовки аппаратуры к замера?*! выполняют четыре-пять замеров
на высоте 40—50 м по профилю, проходящему через центр уча-
стка. Подобные замеры над всеми полигонами осуществляют
2 раза за полевой сезон. Один из эталонных участков используют
для контрольного маршрута. Полеты по последнему осуществляют
дважды в день до и после выполнения съемочных маршрутов.
Накануне съемочных маршрутов штурман наносит на карты
поисковые маршруты, отмечает ориентиры, подлежащие засечке,
намечает способы прокладки маршрутов и привязки результатов
к местности. Перед вылетом оператор прогревает, проверяет и на-
страивает аппаратуру, после чего дает команду на взлет. В воз-
духе оператор с помощью рудных моделей и контрольных источ-
ников проводит настройку выходных каналов спектрометра; над
водной поверхностью или на высоте 700—800 м компенсирует ос-
таточный фон; градуирует канал записи высоты полета, настраи-
вает канал блока автоматического приведения высот (АВП). По-
казания прибора при всех операциях по настройке регистрируют
на ленте с записью на ней вида операций. Далее регистрируют
показания спектрометра при полете над контрольным маршрутом.
Затем повторяют последний маршрут предыдущего вылета,
а далее штурман выводит самолет к началу очередного рабочего
маршрута.
В процессе съемки на маршруте штурман следит за точностью
прокладки курса, отмечает ориентиры, составляет кроки местно-
сти в аномальных зонах, выделяемых бортоператором, и по
команде последнего сбрасывает хорошо видимый вымпел в центре
аномалий. Пилот, ведя самолет по курсу, выдерживает заданную
высоту полета и скорость. Бортоператор следит за работой аппа-
13S
ратуры, по команде штурмана фиксирует на ленте номера марш-
рутов и ориентиров, время их прохождения; записывает на ленте
данные геологических и геоморфологических наблюдений и при
появлении у-аномалий дает команду па перерыв в полетах по
маршруту и переход к деталпзационным полетам.
Детализацию с целью оконтуривания аномалии осуществляют
серией коротких маршрутов (2—4 км), отстоящих друг от друга
па 50—100 м и параллельных основным маршрутам, а также не-
сколькими маршрутами, перпендикулярными к основному. Над
центром аномалии сбрасывают вымпел; можно определять высот-
ный градиент интенсивности у-поля, что позволяет рассчитать по
особой методике интенсивность поля на уровне поверхности земли;
можно фотографировать аномалии (после набора достаточной вы-
соты) или составлять штурманские кроки.
Выбор аномалий для детализации осуществляют с учетом гео-
логических и геоморфологических особенностей. Например, если
небольшая аномалия у-поля связана с выходом кислых пород, то
ее перспективность, вообще говоря, может быть невелика. Если же
подобная аномалия на территории, закрытой наносами, сопровож-
дается локальным изменением магнитного поля и пространственно
совпадает с подчиненным определенному направлению пониже-
нием в рельефе, то такая аномалия заслуживает тщательной дета-
лизации. Другие основания для детализации: урановая или пре-
имущественно урановая природа аномалий; небольшая величина
обломков и пестрая их окраска (белые, желтые, бурые); харак-
терные формы рельефа (вершины, седловины, выемки) и т. и. Ре-
шение о детализации может принимать и старший геофизик (гео-
лог) при послеполетной интерпретации с учетом геолого-структур-
ных данных и косвенных радиогеохимических признаков.
После полета оператор оформляет ленту, вносит в нее поясни-
тельные записи к настроечным операциям; заполняет заголовок
лепты и журнал контроля, настройки и регулировки станции.
Обработка и интерпретация результатов. Обработка лент
включает следующие операции.
1. Определение цены деления каналов по измерениям на эта-
лонных участках и построение шкал для каналов содержаний U,
Th, К и шкалы доз для канала общего счета.
2. Усреднение записи каналов содержаний (сглаживание ста-
тистических флуктуаций).
3. Разбивка километража.
4. Введение поправок за влияние интегрирующей ячейки и дру-
гих факторов.
5. Считывание с лент и определение показаний каналов (с по-
мощью специальной палетки) и нанесение их па схемы марш-
рутов.
6. Построение карт содержаний U, Th, К, доз у-излучения и
напряженности магнитного поля.
Цену деления записи каналов содержаний LJ, Th, К опреде-
ляют путем деления средних отклонений нерописца над эталон-
139
Иым участком на средние содержания соответствующих элемен-
тов в последнем. Масштаб общего канала устанавливают
(в nA/кг) по данным эталонирования радиевым источником (см.
§ 13). При разбивке километража скорость полета между сосед-
ними ориентирами считают постоянной. Расстояния между ними
разбивают на отрезки 0,25; 0,5 или 1 км в зависимости от мас-
штаба съемки. Считывание информации с лент осуществляют для
нахождения характерных точек диаграмм с помощью палетки, не
реже чем через 0,5 км. В качестве радиометрической аномалии
выделяют интервалы диаграмм (площади на картах), в которых
показания хотя бы одного из каналов превышают средний фон
более чем на 1,3 о (где о —средние квадратические колебания
среднего фона пород).
Аномальные записи, протяженность которых (на уровне поло-
вины их высоты) составляет более 350 м, называют локальными,
от 350 до 500 м — нелокальными аномалиями, от 500 до 2000 м —
узкими, а более 2000 м — широкими полями. В аномальные зна-
чения поля, имеющие ширину на половине аномального пика менее
(4—5)тя (обычно и --<50 м/с, тя = 0,5 с для общего я 2 с для диффе-
ренциальных каналов), т. е. 100—125 м для’общего и 400—500 м
для других каналов вводят поправку на влияние инерционности
аппаратуры (см. рис. 45, б). На поправочный коэффициент умно-
жают максимальное значение интенсивности поля в конце ано-
малии.
Если необходимо восстановить полностью форму аномалии, не
искаженной инерционностью, то все значения /рег на диаграмме
пересчитывают ио формуле
Z /per Ч- Тяс11 рег/^Т
При малых размерах аномалии интенсивность излучения, при-
веденную к уровню земли описанным способом, необходимо еще
помножить на коэффициент, учитывающий уменьшение с высотой
телесного угла, т. е. привести к интенсивности для бесконечной из-
лучающей площади. Эта поправка нужна и при наличии в аппа-
ратуре блока АПВ. Ее значение находят по специальным номо-
граммам (см. рис. 44, а). При выделении аэрогамма-аномалий
сразу отсеивают аномальные записи, связанные с аппаратурными
помехами, влиянием рельефа и другими причинами. По величине
приращений показаний общего канала выделяют аномалии мало-
интенсивные (до 0,2 nA/кг), средней (0,2—0,6 nA/кг) и высокой
(более 0,6 nA/кг) интенсивности. Достоверные результаты в диф-
ференциальных каналах получают лишь для аномалий средней и
особенно высокой интенсивности.
По исправленным значениям интенсивности поля строят карты
профилей и карты равных значений интенсивности излучения, кон-
центраций U, Th и К. По ним определяют нормальную радиоак-
тивность горных пород и уточняют расположение аномальных уча-
стков. Погрешность определения средней концентрации урана, то-
рия и калия на участках протяженностью 0,5—1 км составляет
140
примерно 1,5*10 4, 2*10-4 и 0,7 % соответственно. С учетом этого
изолинии концентраций U, Th и К проводят через 2UCH, З-Д)-4
и 1 % соответственно, изолинии показаний общего канала — через
0,3 nA/кг. При повышении точности измерений на площадях с по-
ниженной и спокойной интенсивностью поля эти значения сокра-
щают в 2 раза, а при высокой и переменной интенсивности-—
увеличивают в несколько раз. Кроме карт изолиний строят более
мелкомасштабные карты графиков изменения показаний по про-
филям (карты профилей), а также карты изолиний для отношений
Th/U, U/K И т. д.
Гамма-спектрометр комплексной аэрогеофизической трехметод-
пой станции «СКАТ-77» содержит сцинтиллятор объемом от 6,3 до
37 л с энергетическим разрешением не хуже 15% для линии у-из-
лучения 137Cs, Автоматическую стабилизацию масштаба энергети-
ческой шкалы производят путем слежения за амплитудой импуль-
сов от у-излучения 60Со и регулировки усиления для поддержания
ее постоянства во времени. Указанные импульсы распознают на
основе выделения (3-у-совпадений 60Со. Аппаратура имеет цифро-
вую систему компенсации вклада космического излучения и у-
квантов атмосферного радона. Компенсатор радоновых помех со-
держит самостоятельный спектрометр у-излучения с блоком де-
тектирования, защищенным снизу (от излучения горных пород)
свинцовым экраном. Информация от этого спектрометра подается
на вычислительное устройство станции для внесения поправок
в показания основного спектрометра.
Вычислительное устройство автоматически определяет содер-
жание урана, тория и калия в породах. Эта информация, а также
показания интегрального канала, высота полета, отметка времени
и другая служебная информация непрерывно регистрируются с по-
мощью магнитного регистратора, а также на бумажной ленте ана-
логового регистратора. Анализатор станции 128-канальный. На
блок регистрации выводится информация об интенсивности излу-
чения в семи энергетических интервалах, представляющих собой
показания четырех дифференциальных каналов в области фотопи-
ков 1,12 и 1,76 МэВ (22eRa), 2,62 МэВ (U) и 1,46 МэВ (40К), од-
ного интегрального (радиометрического) канала, канала космиче-
ского излучения (£>3 МэВ) и, наконец, канала автостаби-
лизации в области фотопика 60Со (1,33 МэВ). Базовый вариант
станции «СКАТ-77» устанавливается на самолете АН-2 и имеет
еще протонный магнитометр и электроразведочную аппаратуру
для измерения горизонтальной магнитной составляющей электро-
магнитного поля сверхдлинноволновых радиостанций на шести
фиксированных частотах. Станция «СКАТ-77» может выпускаться
и в однометодном варианте.
Для удобства статистической обработки данных каждой ано-
мальной записи в урановом канале присваивают н^мер. Анало-
гично присваивают номер или наименование каждой площади ано-
малии (поля) на карте. Группу аномалий и узких полей единой
геологической природы называют аномальной зоной. Их протя-
И1
жепность обычно от 2 до 30 км, ширина 1—10 км. Встречаются
региональные аномальные зоны длиной до 100 км и более, связан-
ные с общей геологической структурой.
Основными задачами следующего этапа — геолого-геофизиче-
ской интерпретации данных (также выполняют в полевой пе-
риод) — являются: оценка аномалий по их перспективности на ра-
диоактивные элементы и выделение наиболее перспективных для
наземной проверки; составление задания по объему и методике
наземных работ: выявление аномалий, перспективных на другие
виды полезных ископаемых (редкие земли, фосфориты, титаномаг-
нетитовые, железные руды).
Оценку аномалий проводят по следующим критериям. Пер-
спективность недостоверно спектрометрируемых аномалий (менее
0,2 nA/кг) оценивают в основном по качественным признакам.
К. блатоприятным признакам относят локальность аномалий (раз-
мер от десятков до 300-—500 м), совпадение аномалий с благопри-
ятными геологическими структурами, геофизическими и другими
критериями рудоносности. При оценке перспективности досто-
верно спектрируемых аномалий, кроме того, привлекают количест-
венные критерии. К общим (априорным), т. е. выполняющимся
в большинстве случаев, критериям относят следующие.
1. Концентрация урана (радия), более чем на 3 о превышаю-
щая минимально аномальные показания канала, которые раз-
личны в разных районах, а в среднем составляют (3—4) • 10'* %
для районов со слабоактивными породами, до (6—7) • 10“1 %
в районах с высокоактивными породами.
2. Значения Th/U> 1 для урановых и Th/U>5 для ториевых и
редкоземельных месторождений.
3. Значения U/K>5 (по интенсивности излучения в соответ-
ствующих каналах).
4. Относительная интенсивность урана (радия) в суммарном
у-излучении не менее 50 %.
Эти критерии должны уточняться в каждом районе в процессе
поисковых работ.
Наземная проверка аномалий включает два этапа.
1. Предварительная наземная проверка имеет целью оконтури-
вание и определение природы аномалий. Для этого используют пе-
шеходную или автомобильную у-съемку, а на участках с нано-
сами — эманационную съемку. Для прослеживания тектонических
зон, контактов пород на слабообнаженных участках в небольшом
объеме проводят наземные магнитометрические, иногда электро-
разведочные работы, проходят канавы и мелкие шурфы, на труд-
нодоступных участках применяют вертолеты. На обнаруженных
зонах оруденения прибегают к пешеходным у-спектральным изме-
рениям, литохимическому и радиогидрогеологическому опробова-
нию, т. е. отбору проб пород, вод и т. д. на спектральный и хими-
ческий анализы. Для отбраковки аномалий урана (радия), свя-
занных со вторичными поверхностными концентрациями в рых-
лых отложениях, применяют методы изотопных отношений свинца.
142
Одновременно составляют схематическую структурную геологиче-
скую карту.
Признаками перспективности на этом этапе являются: преоб-
ладание урана над торием; повышение содержания урана с глу-
биной; наличие видимой урановой минерализации; интенсивные
околорудные изменения (фиксируются у-спектралькым методом по
привнесу или выносу калия); наличие ореолов элементов — спут-
ников урана, а также приуроченность к благоприятным геологиче-
ским структурам и литологическим горизонтам,
2, Задачей детальной наземной проверки перспективных ано-
малий, выделенных на первом этапе, является определение: мас-
штабов уранового оруденения, его связи с геологическими струк-
турами; размера, морфологии и элементов залегания рудных тел;
генезиса оруденения; необходимости и объемов дальнейших работ.
На этом этапе проводят детальные радиометрические съемки и
геологическое картирование на всей площади аномалии, магнито-
и электроразведку для изучения глубинного строения. Основное
внимание уделяют изучению выявленных аномалий на глубину
с помощью скважин, а также прослеживанию перспективных зон
канавами и шурфами. Горные выработки документируют (радио-
метрическое опробование, у-каротаж), отбирают породы для ра-
диометрического, спектрометрического и других анализов с целью
определения содержания урана и других полезных ископаемых.
Производительность отряда — проверка одного — трех перспек-
тивных участков за сезон.
Критериями перспективности изучаемых участков являются:
значительные масштабы оруденения по площади; обнаружение
кондиционного уранового оруденения на глубине; наличие первич-
ной урановой минерализации; благоприятный генетический тип
оруденения; повышение содержания элементов — спутников урана;
благоприятная морфология рудных тел; благоприятные условия
для дальнейшей разведки.
Отряды наземной проверки кроме проверки аэроаномалий про-
водят также самостоятельные поиски на перспективных площадях,
недоступных аэрометоду из-за сложности рельефа или других
причин.
§25 . АВТОМОБИЛЬНЫЙ ГАММА-МЕТОД
Автомобильную у-съемку (сокращенно автогамма-съемка) про-
водят с помощью автогамма-спектрометров АСГ-3, АС Г-4, подоб-
ных во многом (в том числе по точности) спектрометру аэро-
геофизических станций, установленных на автомобиле высокой
проходимости, а иногда па гусеничном транспорте. Сцинтилляци-
онный детектор обычно устанавливают сзади автомобиля.
Автогамма-съемку можно проводить на участках с уклоном не
более 15°. Наиболее благоприятны равнинные или холмистые не-
заболоченные и слабозалесенные районы с уклоном до 5—8°. При
этом успешно фиксируются рудные тела и ореолы рассеяния раз-
143
мером от 10 м2. Метод широко применяют при проверке аэроано-
малий, а также для детальной съемки (масштаб 1:2000 и
1 : 5 000) в районах выявленных перспективных рудопроявлений и
месторождений. Автогамма-съемку обычно проводят в комплексе
с пешеходной у-съемкой и эманационной съемкой, которые ис-
пользуют на участках, недоступных автотранспорту (пешеходная
у-съемка) или покрытых наносами (эманационная съемка).
Физические основы автогамма-съемки близки к основам аэро-
съемки. Например, в обоих случаях из-за регистрации диаграмм
при непрерывном движении наблюдается влияние инерционности
аппаратуры. Во многом аналогично решаются вопросы эталониро-
вания (с помощью разных моделей и полигонных участков), под-
готовки к работе и контроля аппаратуры во время съемки. Пере-
ходные коэффициенты рудных моделей определяют перед выездом
на поле путем сравнения результатов измерений в них и базовых
моделях, насыщенных по у-излучению, с содержанием U и Th от
0,01 до 0,05 %.
При оценке аэроаномалий автомобильной у-съемкой ее часто
комплексиругот с методами навигационной привязки (топопрнвяз-
чики ГАЗ-69-ТМГ). Порядок работы при этом следующий.
1. Подготовка топоосновы с расположением дорог, ориентиров
и аэроаномалий.
2. Прохождение автомобильным спектрометром контрольного
маршрута.
3. Установка вблизи аномалии топопривязчика и его ориенти-
рование.
4. Поиск эпицентра аномалии путем прохождения нескольких
маршрутов на скорости 5—10 км/ч от ориентира до аномалии и
далее до выхода на фоновые значения.
5. Оконтуривание аномалии в масштабе 1 : 2 000—1 : 10 000
в зависимости от ее размеров, при необходимости с дополнитель-
ными измерениями на точках (в эпицентре и фоновом поле).
6. Закрепление аномалии на местности, проведение геологиче-
ских наблюдений, у-измерения в местах отбора проб (на поверх-
ности и в закопушках).
Автогамма-съемку можно проводить либо на площадях, пер-
спективность которых установлена аэрогамма-съемкой в сочета-
нии с наземной проверкой аномалии, либо для первичного опоис-
кования. При этом ее подразделяют на два вида.
А. Маршрутную съемку проводят в условиях расчлененного
рельефа по составленной заранее схеме заездов (маршрутов)
с максимальным использованием дорог, но так, чтобы они пере-
секали перспективные структуры. Заезды прокладывают по естест-
венным ориентирам (холмы, кустарники и т. п,), их прохождение
отмечают на диаграмме. Маршрутную съемку часто используют
в порядке рекогносцировки перед площадной съемкой для уточне-
ния обнаженности пород, нормального у-поля в породах основных
типов. Чтобы повысить точность оценки содержания U, Th в нор-
мальном поле, проводят также точечные замеры на выходах ко-
144
ренных пород. По результатам рекогносцировки устанавливают
масштаб поисков, направления магистралей, очередность опоиско-
вания отдельных площадей.
Б. Площадную съемку проводят по правильной сети профилей.
Расстояние между профилями зависит от масштабов съемки, ко-
торые могут изменяться от 1:2 000 до 1 : 25 000 в зависимости от
этапа работ (см. § 23). Для более точной привязки результатов
съемки к местности при масштабе не мельче 1 : 10 000 предвари-
тельно разбивают опорную сеть, состоящую из одного профиля
или чаще двух базисных линий, между которыми проводят заезды.
Длину маршрутов выбирают такой, чтобы вышка-ориентир на ма-
гистрали была видна с концов маршрута. На диаграмме отмечают
моменты прохождения автомобилем магистралей (начала и конца
маршрутов). С помощью особых знаков или кратких записей на
ленте регистрируют также характер поверхности, коренные вы-
ходы и высылки пород, задернованные участки и т. д.
Если обнаружено аномальное повышение у-излучения (превы-
шающее максимальные флуктуации нормального поля в 2—
3 раза), го после выхода в нормальное поле для уточнения поло-
жения максимума интенсивности проходят короткий маршрут в об-
ратном направлении на минимальной скорости (2—5 км/ч). Ано-
малии далее детализируют серией параллельных маршрутов.
Длину детализационных маршрутов выбирают так, чтобы был вы-
ход в нормальное поле на 200—300 м. После закрепления (вехой,
колом и т. п.) местоположения максимума активности, отбора об-
разцов и нанесения его на схему детализационных маршрутов
съемку продолжают обычным порядком с места, где был прерван
основной маршрут. Скорость съемки 15—20 км/ч, а при детализа-
ции не более 5 км/ч. Для контроля стабильности работы прибора
через каждые. 20—30 мни к датчику подносят источник 60Со. Для
контроля качества съемки проводят также повторные заезды на
5—10 % профилей.
Обработка результатов автогамма-съемки аналогична таковой
при аэрогамма-съемке. Она заключается в усреднении диаграмм
всех каналов, разбивке профиля па отрезки с постоянными пока-
заниями (обычно по 50—250 м), переводе интенсивности у-излу-
чения общего канала в пикоамперы на килограмм, введении по-
правки на инерционность, а на профилях, проходящих в ущельях,
тоннелях и т. и., также на изменения рельефа. За нулевую линию
принимают уровень остаточного поля. Отсчеты записывают против
интервалов, на которые разбит профиль. Далее строят карты про-
филей или равных значений /, концентраций О, Th и К.
Интерпретацию этих материалов с целью выделения перспек-
тивных аномалий осуществляют в комплексе с данными о геоло-
гической обстановке на профилях, что позволяет, например, отбра-
ковывать аномалии, связанные с выходами, высыпками коренных
пород повышенной активности. Особого внимания заслуживают
повышения у-активности, приуроченные к участкам задернованной
поверхности, площадям развития рыхлых отложений, выходам
145
источников вод, долинам, конусам выноса и т. д., поскольку такие
повышения часто связаны с ореолами рассеяния скрытых рудных
тел, потоками рассеяния радиоактивных минералов.
Проверку автогамма-аномалий проводят в три этапа.
Первый этап — геологическое и геоморфологическое обследо-
вание аномальной площади (обычно параллельно с пешеходной
гамма-съемкой) — имеет целью установление комплекса пород и
геологических структур, с которыми пространственно связана ано-
малия, а также уточнение местоположения максимумов интен-
сивности.
Второй этап включает геолого-радиометрическое обследование
участка с составлением схемы геологического строения, эманаци-
онную съемку по трем — пяти профилям вкрест простирания ано-
малии с определением природы радиоактивности путем раздель-
ного определения Rn и Тп в 20—30 % точек, включая и максимум
у-аномалии, металлометрическое опробование на уран и элементы-
спутники по двум-трем профилям с шагом 10—20 м; прохождение
канав и шурфов для вскрытия участков повышенной эманации;
бороздовое опробование горных выработок.
Если в результате этих работ не выяснится бесперспективность
аномалии, то проводят исследования третьего этапа: детальную
проверку аномалии с применением геолого-геофизических и горно-
буровых работ.
Разновидностью автогамма-съемки для участков с рыхлыми от-
ложениями мощностью до 1—1,2 м является плужная у-съемка:
канавокопателем прокладывают борозду, вскрывая коренные по-
роды или ореолы рассеяния, а интенсивность у-излучения изме-
ряют автогамма-радиометром, установив детектор под отвальным
лемехом плуга.
§ 26. ПЕШЕХОДНЫЙ ГАММА-МЕТОД
Пешеходный гамма-метод заключается в исследовании радио-
активности пород с помощью переносного радиометра (в основном
интегрального). Это наиболее распространенный радиометриче-
ский метод, используемый на большинстве этапов геологоразве-
дочного процесса для решения разнообразных задач. На поиско-
вом этапе пешеходный гамма-метод в комплексе с другими при-
меняется как для проверки аэрогамма-аномалий, так и при само-
стоятельных наземных поисках месторождений радиоактивных
элементов и сопутствующих им полезных ископаемых. Его широ-
кое применение обусловлено: простотой методики и наличием про-
стой в обращении, портативной и достаточно чувствительной ап-
паратуры; высокой результативностью и относительно небольшой
стоимостью съемки; возможностью применения в любых геомор-
фологических и климатических условиях, включая горные и иные
районы, недоступные для аэро- и автогамма-съемки, а также рай-
оны обводненных наносов или болот, недоступных для эманаци-
онной съемки,
146
Глубинность гамма-методов относительно невелика. Для ее
оценки рассчитаем поток у-квантов от бесконечного полупростран-
ства, перекрытого неактивными наносами мощностью h. С учетом
сугубо приближенного характера расчетов используем следующую
упрощенную модель: у-излучение каждого элементарного объема
представим в виде шести пучков, параллельных осям координат
и имеющих интенсивность /0/6, где /0 — интенсивность у-излучепия
единицы объема.
Поток у-излучения на поверхности Земли от тонкого активного
слоя толщиной dz, лежащего на глубине 2 от подошвы наносов,
йФу:... . е~ И|б (45)
где р.п, цн — эффективные коэффициенты поглощения у-излучения
в пласте и наносах соответственно. Отсюда поток излучения от
всего полупространства
оо
Ф., = [ <1Ф_ = —е-**»* - Фт0 , (46)
и 6jtn
где Ф^о =/0/6цп — поток излучения при нулевой мощности на-
носов.
Определение глубинности вводят различными способами. Неко-
торые авторы предлагают считать глубинностью метода мощность
наносов /гГпах> ослабляющую интенсивность излучения в 20 раз,
т. е. Лтах находят из условия и = Ф?0/Фт =ехр (р«/гтах) = 20. Отсюда
htn-ax ~ 1п20/Цл Зц н-
Более обоснованно, по-видимому, считать глубиной исследова-
ния метода мощность наносов hm^., при которой поток (U, от пла-
ста в 3 раза превышает колебание потока нормального поля ДФ»,
т. е. Ф? = ЗАФН. При этом
х = Ф-о/ЗАФи, h„„x.. In х/ц» = — In л®3»_.
Мн ЗДФИ
Последнее определение глубинности зависит от активности пласта
(точнее, от Ф?о) и стабильности нормального фона. Принимая
в качестве типичных ДФп=0,1 nA/кг, Ф?0 = 7 nA/кг (что примерно
соответствует концентрации урана 0,01 %), получаем /tmax =
= In23/н,н~3,2/цн, что близко к глубинности в первом определе-
нии. В среднем для наносов р,н~0,07 см-1, а глубинность у-метода
составляет, как правило, 40—45 см.
Дальнейшее увеличение глубинности возможно лишь за счет
развития ореолов рассеяния над активными объектами. В усло-
виях аридной зоны, где доминируют механические и смешанные
(механические и солевые) ореолы, съемкам не препятствует даже
наличие рыхлых отложений элювиально-делювиального типа мощ-
ностью до 1—2 м и более.
Наиболее благоприятны для применения поверхностной пеше-
ходной гамма-съемки обнаженные участки и районы с развитием
147
открытых механических или солевых ореолов. Обычно это районы
с расчлененным рельефом и широко развитой современной гидро-
сетью. Неблагоприятны для поверхностной съемки районы с боль-
шой мощностью современных отложений и районы хотя и с малой
мощностью наносов, но с резко выраженным промывным режи-
мом, приводящим к вымыванию радиоактивных элементов из зоны
исследования гамма-метода. Поэтому до пешеходной гамма-
съемки необходимо составить карту природных условий района
проведения работ с указанием состава и характера рыхлых отло-
жений, их мощности, а также климатических и геоморфологиче-
ских особенностей района.
Методика исследований. В зависимости от задачи и глубины
залегания представительного горизонта выделяют следующие
виды пешеходного гамма-метода: поисковые геолого-радиометри-
ческие маршруты: поверхностная у-съемка; шпуровая у-съемка;
спектрометрическая у-съемка. Для первого вида характерно зна-
чительное превышение расстояния между маршрутами над рас-
стояниями между точками наблюдений на маршруте.
Поисковые геолого-радиометрические маршруты проводят для
уточнения геологического строения района, изучения радиоактив-
ности пород и предварительной оценки доступности площади для
у-методов. Маршруты прокладывают вкрест простирания пород и
проводятся геологом в сопровождении оператора (техника геофи-
зика). Плотность точек наблюдения намечают исходя из масштаба
поисков и сложности геологического строения. На участках прос-
того строения с небольшим изменением радиоактивности по марш-
руту расстояние между точками наблюдения достигает 20 м при
масштабе съемки 1 : 10 000 и 40—50 м при более мелком мас-
штабе съемки. В пределах зон тектонических нарушений, на уча-
стках частой смены пород и при больших колебаниях радиоактив-
ности это расстояние уменьшают вдвое.
Оператор медленно передвигается (скорость 1—2 км/ч) по
маршруту, держа выносной датчик на высоте 5—-10 см от поверх-
ности земли. Он непрерывно прослушивает скорость счета с по-
мощью телефона и берет отсчеты показаний по стрелочному при-
бору радиометра в отдельных точках, прикладывая датчик к об-
следуемой поверхности. Отсчет записывает в журнал (в nA/кг или
иногда в делениях шкалы). Кроме измерений по маршруту опера-
тор отклоняется от него в полосе шириной до 100 м для обследо-
вания имеющихся горных выработок, обнажений пород, крупных
валунов, осыпей и т. п. Особое внимание уделяют зонам тектони-
ческих нарушений, дробления, окварцевания. гематизацин, лимо-
нитизации контактов пород. На малоактивных участках с возмож-
ным выносом урана проводят измерения в закопушках. Обо всех
изменениях радиоактивности оператор сообщает геологу.
При обнаружении на маршруте точки с повышенной актив-
ностью проводят более тщательное обследование окружающей
зоны. После нахождения точки с максимальной в этой зоне актив-
ностью измеряют активность в закопушках с целью обнаружения
148
высокоактивного образца. Аномальные точки отмечают на местно-
сти репером. Для определения размера аномалии можно иссле-
довать дополнительные профили, параллельные маршруту (основ-
ному профилю). На поисковом этапе параллельно с у-измере-
ниями проводят геологические наблюдения, отбирают образцы по-
род, пробы воды, растений, донных осадков для последующего ла-
бораторного изучения.
Поверхностную у-съемку проводят по правильной (геометриче-
ской) сети маршрутов (профилей) в масштабе от 1 : 50 000 для
выявления промышленных месторождений до 1:5000 для тща-
тельного опоискования геологических структур, прилегающих к из-
вестным месторождениям или рудопроявлениям, Съемка более
крупного масштаба имеет целью оконтуривание аномалий, выяв-
ленных при поисках, выяснение связи аномалий с теми или иными
породами, выбор места заложения горных выработок для вскры-
тия рудных тел в коренном залегании. Расстояние между профи-
лями берут несколько меньше ожидаемого радиуса объектов по-
иска (ореолов, зон оруденения и т. и.). При масштабе крупнее
1:25 000 осуществляют предварительную разбивку магистралей,
при мелком масштабе маршруты проходят с помощью горного
компаса.
Перед началом массовых измерений по данным рекогносци-
ровки уточняют природные условия ведения работ, мощность и ха-
рактер рыхлых отложений, условия формирования в них ореолов
рассеяния, нормальные значения радиоактивности отдельных ти-
пов горных пород. Выделяют наиболее перспективные по гео-
логическим данным участки, устанавливают последовательность
опоискования площади, намечают маршруты (профили) обычно
вкрест простирания геологических структур, зон тектониче-
ских нарушений, контролирующих оруденение. Выделяют пло-
щади для проведения шпуровой съемки, устанавливают ее глу-
бинность.
Перед началом работы в маршрутах проверяют, настраивают
и градуируют аппаратуру, определяют ее чувствительность.
В дальнейшем чувствительность контролируют ежедневно и при
ее изменении по сравнению с датой градуирования на 10 % и
более осуществляют внеочередную настройку и градуирование
прибора.
По правилам техники безопасности на маршруте работают не
менее двух человек, В начале маршрута в журнале записывают
дату, название участка, номер маршрута, масштаб поисков, фами-
лию геолога или оператора, тин, номер прибора, дату его градуи-
рования, схему расположения маршрута. На топографической
карте отмечают начало и на правление маршрута. Расстояние
между точками наблюдения изменяют от 5—10 м при частой смене
пород различной радиоактивности до 40—50 м при редкой смене
пород. Показания прибора в фиксированных точках снимают с вы-
держкой 6—9 с и записывают в журнал. Как и при маршрутной
съемке, непрерывно прослушивают телефон при переходах между
149
точками и обследовании обнажений, осыпей, обвалов в полосе ши-
риной 50—100 м.
При обнаружении аномалии маршрут прерывают для предва-
рительного ее изучения: обследования активности в радиусе 10—
20 м, определения типа пород, с которыми связана аномалия.
В точках максимальной активности почвенный слой расчищают
молотком для измерения активности пород на глубине и возмож-
ного обнаружения рудного образца. Если размер аномалии не пре-
вышает /г-10 м2, то ее сразу же детализируют путем сплошного
исследования площади аномалии. После закрепления аномалии
на местности (туры из камней, затесы или заломы на деревьях)
маршрут продолжают. Аномалии большего размера оставляют для
последующ,ей детальной съемки (масштаб 1 : 1000 или 1 : 2000),
оконтуривания и предварительной оценки, т. е. определения ее
происхождения и связи с рудным телом.
Резконеоднородное у-поле характерно для механических орео-
лов, равномерное — для солевого ореола или (при низкой актив-
ности примерно 1—2 nA/кг) вторичных концентраций урана в рых-
лых отложениях. Максимальная активность в отдельных точках
может дать представление о возможных концентрациях радиоак-
тивных элементов в рудном теле.
Спектрометрическую у-съемку проводят с помощью полевых
спектрометров типа СП-ЗМ, СП-4, РКП-305 с целью: выделения
слабых уран-радиевых аномалий на фоне переменных концентра-
ций Th и К; определения природы аномалий, обнаруженных по-
левыми радиометрами; изучения распределения в породах U,
Th и К-
Отличия спектрометрической съемки от у-съемки обусловлены
в основном меньшей статистической точностью измерений и менее
устойчивой работой спектрометрической аппаратуры по сравнению
с интегральными радиометрами. С учетом этого прибор до изме-
рений должен прогреваться не менее 30 мин. На каждой точке
с помощью калибровочного источника корректируют усиление,
а измерения обычно проводят с использованием счетчика импуль-
сов и в зависимости от активности пород и чувствительности
(типа) прибора время измерения !—2; 1—3; 1—5 мин для калие-
вого, уранового и ториевого каналов соответственно. Время изме-
рения для общего канала 3—10 мин. Меньшая производительность
измерений обусловливает меньшую плотность точек наблюдения,
чем при детализации аномалий интегральным у-радиометром.
Число профилей, пересекающих аномалию (вкрест простирания),
должно быть не менее трех, точек на профиле — не менее 11 (пять
в пределах аномалии, по три в обе стороны за ее пределами).
Шпуровую у-съемку проводят на площадях, где рудные тела
или их ореолы перекрыты рыхлыми неактивными отложениями
мощностью 1—3 м и поэтому недоступны для обычной у-съемки,
а применение более глубинных методов (эманационный и др.) не-
целесообразно (обводненность отложений, выход на поверхность
непроницаемых для эманаций пород и т. д.). Измерения проводят
150
шпуровыми модификациями пешеходных радиометров (СРП-68-03
и т. п.).
Забой шпуров должен достигать представительного горизонта.
Густота сети наблюдений от 250X10 м при масштабе 1 : 25000 до
10X2,5 м при масштабе 1 : 1 000. При масштабе 1 : 10 000 и круп-
нее сеть разбивают заранее. Измерения начинают с забоя. Если
там обнаружена высокая активность, то обследуют всю мощность
вскрытых отложений через 10—20 см. При обнаружении аномалии
маршрут прерывают с целью ее предварительной оценки. Для
этого через каждые 2 м и до выхода в нормальное поле по обе сто-
роны от шпура с аномальной активностью проходят дополнитель-
ные шпуры. Далее прокладывают дополнительные маршруты па-
раллельно основному на расстояниях 5—20 м в зависимости от
размера аномалии. Схему детализационных профилей вносят
в журнал и на топооснову. В журнале записывают номера марш-
рутов (профилей) и точек, расстояние между ними, глубину шпу-
ров, мощность дозы у-излучения, характер рельефа и рыхлых от-
ложений и т. п.
При мощности наносов от 3 до 20 м используют самоходные
гидравлические погружатели, залавливающие специальный ра-
диометр в рыхлые отложения и обеспечивающие одновременно
с проходкой шпура автоматическую регистрацию у-активности
с глубиной, а также отбор проб керна, воды и газа для
анализа (пенетрационный каротаж).
Обработка результатов пешеходной съемки включает:
а) перевод при необходимости в пикоамперы па килограмм по-
казаний, зарегистрированных в делениях шкалы (с помощью эта-
лонировочного графика пли переводной таблицы), и вычитание на-
турального (при измерениях на поверхности) или остаточного
фона (при измерениях в шпурах);
б) нанесение результатов измерений, включая радиоактивность
обнажений, горных выработок и водопунктов, на радиометриче-
скую карту, выполненную на кальке и являющуюся накладкой на
геологическую карту;
в) графическое изображение результатов съемки в виде карты
профилей интенсивности излучения, карты изолиний интенсивно-
сти у-излучения и т. п. (рис. 46);
г) геологическую интерпретацию результатов, т. е. изучение
нормального распределения радиоактивных элементов в различ-
ных комплексах пород, выявление участков повышенной активно-
сти среди однотипных пород с целью постановки на этих участках
детальных исследований, локальных аномалий у-поля и их пер-
спективную оценку.
За аномалию принимают превышение активности над средним
фоном пород более чем на утроенное значение среднего квадра-
тического колебания нормального фона. Аномалии у-поля заносят
в кадастр аномалий и делят на три группы; а) рудные аномалии,
связанные с рудными скоплениями радиоактивных элементов
или ореолов их рассеяния; б) аномалии, связанные с потоками
151
(I
5
Рис. АН, I’гзульии i4 пешеходных у-с'ьсмок (по А. Б. Каждану):
tt пиры к<чцн л>1ционш<!\ графики»; б • картл у-аномалии в изолиниях .интенсивности:
I рудшп! лпиа, пмсщаюпии- породы, .'( — тектоническое нарушение
риптчнпн; в) безрудные аномалии, связанные с изменением нор-
мальшш радиоактивное') в горных пород, степени их обнаже-
ния и т. и.
Рудник1 аномалии, в свою очередь, подразделяют на урановые,
уран ториевые и ториевые. По протяженности аномалии разде-
ляют па локальные (до 0,35 км) и нелокальные.
Оценка аномалии— завершающий этап наземных поисков,
имеющий исключительное значение для эффективности поисковых
работ в целом. Из большого числа аномалий, выявленных при
съемке, лини, несколько процентов оказываются связанными с ру-
допроянлепием, а из них лишь небольшая часть (несколько деся-
тых процента) являются промышленными месторождениями.
Для сокращения объема горных выработок сначала проводят
предварительную разбраковку аномалий, связанных с повышен-
ной радиоактивностью отдельных разностей пород (породные ано-
малии), а также е непромышленными накоплениями радиоактив-
ных элементов, К сожалению, четких радиометрических критериев
дли разделения аномалий на рудные и нерудные нет. Ни интен-
сивность излучения, ни размер и форма аномалий в общем случае
нс могут вполне однозначно определить перспективность анома-
лии. Например, интенсивность излучения для некоторых разностей
магматических пород может достигать 3—4 нА/кг, в то же время
наличие неактивных наносов мощностью 2—3 м может полностью
жрапировать у-пзлучение высокоактивных урановых руд.
Однако комплексное рассмотрение результатов у-съемки со-
вместно с магнитными и геоморфологическими данными, сведе-
ниями о приуроченности аномалий к определенным геологическим
комплексам и тектоническим зонам позволяет в ряде случаев до-
вольно уверенно отнести аномалии к рудным. При оценке анома-
лий кроме признаков, рассмотренных для аэрогамма-метода, учи-
тывают ннгенсинноеп, аномалий и содержание элементов-спутни-
ков. Достаточно высокая интенсивность у-поля, соответствующая
содержанию урана в приповерхностном слое более 0,01 % (т. е,
162
Примерно 7 nA/кг), является признаком перспективности анома-
лии. Однако и для рудных аномалий часто интенсивность бывает
невысока.
Оценочные работы начинаются с детализации и оконтуривания
выявленных у-аномалий непосредственно в процессе съемки. В не-
скольких точках максимальной радиоактивности определяют ее
природу (уран или торий) с помощью эманометров или у-спектро-
метров, отбирают образцы для лабораторного радиометрического
анализа и спектрального анализа на элементы — спутники урана
(Mo, Си, Pb, Со, Bi, Zn, V и др.). Одновременно проводят геоло-
гические наблюдения.
При интерпретации результатов шпуровой съемки показателем
перспективности аномалии является также закономерное повыше-
ние активности с глубиной шпура. По исследованиям в шпурах,
закопушках приближенно определяют концентрацию урана в по-
роде (см. §31).
Если перечисленные предварительные работы говорят в пользу
перспективности аномалии, то аномалию передают для дальней-
шего изучения скважинами или горными выработками. Оконча-
тельную оценку промышленного значения аномалии дают после
отбора образцов радиоактивных руд и их всестороннего иссле-
дования.
Радиометрическая документация горных выработок. Во всех
горных выработках, проходимых при поисковых и разведочных,
а также эксплуатационных работах на уран, совместно с геологи-
ческой документацией осуществляют и их радиометрическое об-
следование (проводят радиометрическую документацию) с целью
выделения и оконтуривания вскрытых рудных тел. В зависимости
от условий и вида выработок радиометрические наблюдения
можно проводить различными способами.
А. Прослушивать с помощью телефона стенки, почву и кровлю
выработок полевыми (пешеходными) или рудничными радиомет-
рами и измерять интенсивность по оси выработки на участках с. по-
вышенным фоном.
Б. Проводить профилирование стенок, почвы и кровли. Для
этого измеряют (прикладывая гильзу прибора к стенке выработки,
к осевой линии кровли или почвы) интенсивность с шагом около
1 м (на участках повышенной активности— 10—25 см); в канавах
проходят по одному профилю на дне и на одной из стенок. В шур-
фах через каждые 1—1,5 м проходки измеряют активность водной
точке на забое и на стенке. В крупных подземных выработках про-
фили располагают по периметру выработки. Число точек на про-
филе— три — восемь, расстояние между профилями 2—10 м.
В. Проводить у-съемку, г. е. измерение активности стенок и
кровли (почвы) по определенной сетке точек (обычно 20X20 см)
на аномальных участках с целью определения площадных разме-
ров рудного тела.
Аномалии при поисках выделяют по критериям, принятым при
полевой у-съемке, а при разведке и эксплуатации месторождений
153
исходя из требований к руде. При обследовании горных вырабо-
ток показания прибора выше, чем на поверхности, так как излу-
чающая поверхность здесь расположена под телесным углом более
2л (в закрытых выработках под углом 4л). Для уменьшения
влияния соседних участков и других стенок выработки на прибор
надевают цилиндрический экран из свинца толщиной 1 см, имею-
щий щель, направленную к исследуемому участку. При этих ра-
ботах прибор градуируют также с экраном.
§ 27, ЭМАНАЦИОННЫЙ МЕТОД
Эманационный метод основан на изучении концентрации ра-
диоактивных эманаций в почвенном воздухе. Его используют в ос-
новном при крупномасштабных поисках урана и тория на участ-
ках, закрытых рыхлыми отложениями мощностью до 5—-8,
а иногда до 10 м, а также для прослеживания тектонических нару-
шений. Преимущество эманационного метода — относительно вы-
сокая глубинность исследования, а недостаток—резкое падение
глубинности и эффективности в условиях малопропицаемых,
сильно увлажненных и мерзлых грунтов. Эманационную съемку
также применяют для прогноза землетрясений, определяя рост во
времени интенсивности эманаций.
Различают обычную (приповерхностную) и глубинную съемку.
Первую пробу для анализа отбирают с глубины 0,8—I м, вто-
рую— из шурфов глубиной от 1,5 до 10 м и более, проходимых
с помощью самоходных буровых установок.
Теоретические основы. Часть атомов эманаций (Rn, Tn, An),
образующихся при распаде изотопов радия, из минеральных зерен
породы попадает в поровое пространство, заполненное газом или
жидкостью. В результате диффузии, движения подземных вод и
почвенного воздуха эманации могут уноситься на значительное
расстояние, создавая вокруг рудных тел газовые ореолы рас-
сеяния.
Отношение количества эманаций, выделяющихся из породы
в ее поры, ко всему количеству образующихся эманаций называют
коэффициентом эманирования k&> который колеблется от долей
процента (в породах с плотной кристаллической решеткой) до
95—98 % (в сильно разрушенных породах). Широкий интервал
изменения коэффициента эманирования затрудняет интерпрета-
цию результатов эманационной съемки, поскольку возможно об-
разование значительных аномалий в породах с умеренной радио-
активностью, по высоким коэффициентом эманирования.
Объемная активность эманаций а в порах в бесконечной одно-
родной среды определяется формулой
а = amx8k3fk,b (47)
где атх — удельная (массовая) активность радиоактивного эле-
мента, из которого образуется эманация; kn — коэффициент порис-
тости в долях от объема породы; 5 — плотность породы. Если атх
154
выразить в беккерелях на грамм, то значе-
ние а получим в беккерелях на кубический
сантиметр. Формула (47) в применении к
почвенному воздуху пригодна для оценки
концентрации эманаций лишь на достаточ-
но большой глубине, где отсутствует влия-
ние утечки в атмосферу.
По мере удаления от рудного тела или
другого источника эманаций их концент-
рация убывает тем быстрее, чем больше
постоянная распада Л и чем ниже коэффи-
циент диффузии эманаций в породе D.
Решение уравнения диффузии газа в
предположении, что мощность наносов зна-
чительно больше, чем расстояние х от ак-
тивного пласта до точки измерения, при-
водит к формуле
а~аоехр(—X'x/fiJD), (48)
Рис. 47, Зависимость
изменения концентрации
радона от расстояния
до рудного тела.
Мощность наносов; У —
h= оо , 2 — h—1,5 м; ко-
эффициент диффузии 0=
= 0,01 см-/с
где а0 — активность эманаций в кровле активного пласта.
Вблизи дневной поверхности отношение ц/а0 в действительно-
сти убывает быстрее, чем это следует из формулы (48), вследствие
интенсивной утечки эманаций в воздух и на границе с воздухом
становится почти равным нулю (см, рис. 47, пунктирная линия).
Формула (48) позволяет приближенно оценить глубинность эма-
национной съемки. Предположим (это близко к действительно-
сти), что чувствительность прибора, а также колебания нормаль-
ного фона таковы, что можно обнаружить повышение эманаций
по сравнению с нормальным фоном на агтнп = 40 Бк/л. Пусть кон-
центрация урана в пласте 10-2 % (активность Ra aRa = l,l Бк/г);
йэ = 0,1; £п = 0,1; 6 = 2,3 г/см3. Тогда концентрация радона ай в по-
ровом пространстве согласно формуле (47) будет
aG = a^^k3/kn = 3 Бк/см3 = 3 -103 Бк/л.
Подставляя эту величину, а также типичное значение О =
— 1(Н2 см2/с в формулу (48), находим, что концентрация «0 =
= 40 Бк/л достигается на расстоянии
х = л]15Тк In (а0/а) = 0,43/7%.
Расчеты для Rn (7 = 3,05 • 10~6 с"1) дают х=250 см, а для Тп
и Ап —3,1 и 1,1 см соответственно.
С учетом обычной глубины отбора проб (0,8—1 м) глубинность
съемки по радону при принятой активности пласта составит 3,5 м
от земной поверхности, а в рыхлых отложениях с высоким коэф-
фициентом D до 6—7 м. Глубинность съемки по Тп и Ап практи-
чески совпадает с глубиной отбора проб. При наличии механиче-
ских и солевых ореолов глубинность метода возрастает.
Основным фактором, определяющим глубинность съемки для
данного изотопа, является коэффициент диффузии D. При умень-
155
тении пористости, проницаемости и влажности пород и почв D
снижается от 7* 10 2 до (2—3) • 10^4 см2/с. Именно низким значе-
нием D обусловлена неэффективность эманационных поисков в ус-
ловиях заболоченности, вечной мерзлоты, в моренных отложениях,
а также частично на обнажениях плотных коренных пород с низ-
кой проницаемостью. Наиболее благоприятны для проведения эма-
национной съемки площади развития рыхлых отложений однород-
ного состава с относительно постоянной мощностью (в пределах
I 5 м) и небольшими колебаниями нормального эманационного
ноля. Последнее в зависимости от содержания U и Th в породах
и наносах, значений /г<>, /гп и влажности может изменяться от 5—10
до 60 80 Бк/л. При мощности малопроницаемых наносов (пород)
более 1,5 2 м обычные эманационные методы малоэффективны,
и вместо них используют глубинные поиски.
Методика исследований. Для определения концентрации эма-
наций н почвенном воздухе в заранее намеченных точках механи-
ческим пли ручным способом пробивают шнуры глубиной 0,8—1 м.
В шнур уста на вл и на ют пробоотборник, соединенный через шланг
с пылеуловителем и камерой эманометра, насосом прокачивают
почвенный воздух через эманационную камеру, Концентрацию
эманаций в камере измеряют через 15—-20 с после отбора воздуха
(мгновенный отсчет). Для определения природы аномалии на каж-
дой десятой точке проводят дополнительное измерение через 1 мин
(одномнпутпый отсчет), а при выявлении аномалий — также через
2 и 3 мин после введения пробы (двух- и трехминутные отсчеты).
Из за накопления в камере дочерних продуктов распада эма-
наций показания эманометра после отбора пробы изменяются во
времени сложным образом. При малых временах измерений б и/2,
использующихся па практике (/ь где TRn — период полу-
распада радопа), показания ц и z2 при и t% связаны с концен-
трациями радона и торона соотношением
Ptflilli 1 Н'1'ц схр( • — Х-тДа:) “ htjfb ^^=1,2,
где XiH постоянная распада торона; /0 — чувствительность эма-
нометра (в Бк/л на 1 деление): рь р2 — коэффициенты нараста-
ния отсчетов, обусловленные накоплением в камере дочерних «-из-
лучающих продуктов распада радона. Они находятся по специаль-
ным номограммам.
'Точность определения радона из этой системы уравнений—-15—
20%, торона 30 --40 %, что приемлемо для решения поисковых
ллдлч. Нели соотношение Кп/Тп>1,5, то эманационное поле
считают существенно радоновым, при е<0,5 — существенно торо-
новым, при 0,5-тд 1,5— смешанным.
В начале и конце рабочего дня контролируют работу аппара-
туры с помощью специальных эталонных камер. Кроме того, про-
водят контрольные замеры в части точек, исследованных ранее.
11рп обнаружении аномальных показаний оператор проводит их
детализацию н изучение. Точки с максимальными показаниями от-
156
мечают на местности турами, кольями и т. д. В последние годы
эманационную съемку с отбором проб почвенного воздуха исполь-
зуют ограниченно. Задачи, ранее решаемые подобным методом,
часто решают по данным глубинной и спектральной у-съемок,
а также эманационно-трековым методом (ЭТМ).
Этот метод основан на подсчете числа треков, которые а-ча-
стицы эманаций создают в диэлектрической пленке (например,
в триацетатцеллюлоидной основе от кинопленки), размещаемой
в специальных перфорированных кассетах. Последние опускают
в шпуры глубиной 0,5—0,9 м и оставляют там на 25—30 дней.
Внутри кассеты за счет распада Rn, Тп и Ап, попадающих туда
с почвенным воздухом, образуются а-частицы и оставляют па
пленке невидимые треки (нарушения). После химического травле-
ния и высушивания пленки под оптическим микроскопом подсчи-
тывают число треков, которое при прочих равных условиях про-
порционально «-активности почвенного воздуха. При экспозиции
30 дней фоновая плотность треков обычно 30—150 на 1 мм2. Ано-
мальными считают пленки с трехкратным превышением плотности
треков над фоновой.
Преимущество ЭТМ — интегрирование показаний в течение
длительного времени, вследствие чего исключаются суточные ва-
риации концентрации радона в почвенном воздухе, которые могут
достигать десятикратных значений. Это намного повышает чув-
ствительность и глубинность метода.
Обработка и интерпретация результатов. По показаниям эма-
нометра при двух временах вычисляют концентрации радона и то-
рона к моменту отбора пробы почвенного воздуха. Полученные
результаты изображают в виде планов-графиков концентрации
эманаций по профилям, на которые наносят схематическую гео-
логическую основу. По результатам детальных работ на анома-
лиях строят карты изоэман. Кроме того, строят графики распре-
деления Rn и Тп по разрезу скважин и шпуров. При обработке
ЭТМ на графики и карты наносят плотность треков. На этих кар-
тах и графиках выделяют эманационные аномалии, в которых по-
казания превышают нормальный фон не менее чем на два-три
значения среднего квадратического отклонения. Если превышения
коррелируются на нескольких соседних профилях, то в качестве
аномальных выделяют и меньшие превышения над нормальным
фоном.
Причиной эманационных аномалий кроме рудных тел под на-
носами, механических и солевых ореолов может быть повышенное
эманирование пород нормальной активности (аномалии экраниро-
вания) или скопление радона и торона под газонепроницаемыми
прослоями (аномалии экранирования).
Содержание урана и у-активность в рудных аномалиях зако-
номерно повышаются с глубиной, в механических ореолах проис-
ходят резкие их колебания. Для аномалий цианирования и
экранирования характерны нормальные у-поле и содержание
урана в напосах. Ореольные аномалии характеризуются широким
157
площадным распределением к изометрической формой. Площад-
ное распространение имеют и рудные аномалии. Для аномалийэк-
раннрования характерно локальное распространение. Аномалии
эмапировашш имеют различную форму., часто линейную (вытяну-
тую), соосве(ствующую зонам тектонического дробления и трещн-
П(Ш,Т I (JC I II.
Наиболее перспективные аномалии, которые могут быть свя-
заны с урановым оруденением, характеризуются следующими при-
знака мп; сравнительно высокими концентрациями эманаций (не
менее 10" ПР Вк/л), отчетливо выделяющимися по нескольким
профилям в виде аномальной полосы; существенно радоновой или
смешаniioii (реже) природой эманации; увеличением концентра-
ции эманации и интенсивности у-излучения с глубиной; наличием
аномальных концентрации урана в пробах рыхлых отложений и
коренных пород; видимой урановой минерализацией; приурочен-
ностью аномалии и пород с аномальной радиоактивностью к бла-
гоприятным структурам, горизонтам, зонам дробления, трещинам
и т. д.
Кроме эмапацпоппого метода при поисках урана некоторое
(пгш>Miл’ятелlaioc) применение находит еще одна разновидность
изучения газовых ореолов гелиевая съемка. Она заключается
к отборе проб почвенного воздуха из шпуров в герметичные стек-
лянные сосуды объемом 0,5 1 л и определении в нем содержания
гелии г помощью масс спектрографа или несколько модернизиро-
ванного течгшщателя. Результаты съемки выражают в относи-
тельных единицах, за единицу измерения принимают содержание
гелии Ь- 10 что близко к его концентрации в атмосферном
воздухе.
Преимущество гелиевой съемки большая глубинность (пер-
вые десятки мет ров). Однако источником гелия является не только
распад радиоактивных элементов, но и реакции (р, а), (п, а),
(у, «) ” Другие, происходящие в горных породах под действием
космических лучей. По этой и другим, не совсем ясным причинам
иногда встречаются высокие концентрации гелия в районах без
ypiiiioiioi'o плп ториевого оруденения (например, ряд газовых ме-
сторождений). В то же. время даже над большими рудными те-
лами аномалии содержания гелия иногда очень слабые или вовсе
отсу гстпуют, Мз за трудностей интерпретации результатов гелие-
1шя съемка в комплексе методов, применяемых при поисках урана
и горня, имеет лишь вспомогательное значение.
$ 2Н ЛИКИТ.ОХИМИЧ1-СКИ1- МЕТОДЫ
Ликнсохимичсскпе методы основаны на отборе проб горных
пород и рыхлых отложений по определенной сети и их анализе на
элементы индикаторы оруденения с целью выявления и оценки
механических и солевых ореолов и потоков рассеяния. Их приме-
няют и тех случаях, когда радиационные и эманационные ореолы
(шлык) ослаблены, например, из-за выноса радия.
I !>Н
Различают литогеохимическиб поиски по первичным и вторич-
ным ореолам и по потокам рассеяния элементов-индикаторов. Ин-
дикаторными элементами при поисках урановых месторождений
служат И, Mo, Ag, Pb, Zn, Си, Ni, V, As, Nb, F и др. Когда по-
иски проводят лишь по собственно урановым ореолам и потокам
рассеяния, литогеохимический метод называют уранометрическим.
Концентрация урана в ореолах и потоках рассеяния колеблется
в основном от 10 3 (иногда меньше) до /ь 10”1 %, в то время как
геохимический фон в нормальных рыхлых отложениях составляет
обычно 10~5—10~4 %. Содержание подвижного урана при урано-
метрической съемке определяют перлово-люминесцентным мето-
дом, его валовое содержание-—рентгенорадиометрическим,
иногда — нейтронно-активационным методом. Недостаток люмине-
сцентного метода — значительная стоимость анализа. Поэтому
при массовых анализах проб с относительно высокой концентра-
цией урана, например, на стадии детально-поисковых работ на
перспективных площадях, выделенных ранее мелкомасштабной
уранометрической съемкой, используют также лабораторный
{3-метод. При этом для определения природы повышенной радио-
активности часть проб обязательно анализируют перлово-люмине-
сцентным методом. Элементы — спутники урана обычно опреде-
ляют полуколичественным спектральным методом (оптическим).
Из-за значительной стоимости лабораторных анализов литогео-
химическую съемку обычно проводят в относительно мелком мас-
штабе (преимущественно 1 : 50000 и мельче), и ее использование
оправдано в первую очередь при необходимости повышения по-
рога чувствительности поискового метода на уран, например, при
поисках слабых вторичных ореолов, образованных за счет первич-
ных ореолов слепых руд, а также в условиях, когда возможно раз-
витие ложных радиометрических аномалий радия и других радио-
активных элементов, генетически не связанных с урановым оруде-
нением.
Поиски по первичным ореолам проводят путем геохимического
опробования коренных пород на поверхности или чаще в скважи-
нах и горных выработках. Обычно применяют в районах с дока-
занной рудоносностью для поисков слепых рудных тел. например,
не затронутых эрозией гидротермальных месторождений. Пробы
отбирают по линиям, ориентированным вкрест простирания рудо-
вмещающих структур. Интервал опробования выбирают таким,
чтобы в пределах ожидаемых размеров ореолов было отобрано не
менее двух-трех проб. Отбор проб суммарной массой 200 г про-
водят способом пунктирной борозды длиной 5 м. В зонах контакта
пород, минерализации, гидротермальных изменений, на жилах,
дайках, нарушениях берут дополнительные пробы. Горные выра-
ботки подвергают сплошному опробованию.
На ранних стадиях поисковых работ опробованию подвергают
участки гидротермально измененных пород, зоны дробления и дру-
гие геологические образования, перспективные на обнаружение
эндогенных урановых месторождений. В процессе разведочных
159
работ опробуют горные выработки и скважины, пройденные на
перспективных учлоiках.
Предварительно (на хорошо изученных месторождениях) вы-
ясняют комплекс элементов -- индикаторов уранового оруденения,
определяю! геохимический фон каждого из них. Чтобы повысить
контрастность аномалий за счет ослабления влияния колебаний
ГИОПГП1 пород и других факторов, используют умножение (или
сложение нормированных по средним фоновым содержаниям) кон-
центраций элементов с близким геохимическим поведением. Для
тех же пелен используют анализы тяжелых фракций геохимиче-
ских проб или других фаз, форма нахождения элементов в кото-
рых различна для вмещающих пород и ореолов.
Лптогеохнмпчсскне поиски по потокам рассеяния постоянных
н временных водотоков (метод донных осадков) применяют в та-
ежных, заболоченных и плохо обнаженных районах с развитой
гидрогетмо для первоначального опоискования территории. С их
помощью он,спивают урапопосность малоизученных районов, про-
водя г .иокализацию перспективных па уран участков, осущест-
вляю) наземную проверку аэрогамма-аномалий.
Н заполоненных, лесных и таежных областях обилие гумусо-
вого материала и органических осадков способствует аккумуля-
ции урана в водах и образованию солевых ореолов, из них в ре-
зультате последующей денудации образуются потоки рассеяния
длиной от сотен до первых тысяч метров. В горных районах с за-
сушливым и сухим климатом преобладает механическое рассея-
ние у|ннш, обусловливающее эофективность съемки по мелкой
фракции аллювия. Для охвата исследованием водоразделов и
склонов па пих необходимо проводить у-съемку.
В умеренно влажных горных районах с жарким климатом, где
может происходить интенсивное выщелачивание урана, но отсут-
ствуют условия его осаждения из вод, уранометрическую съемку
необходимо сочетать с опробованием вод. В районах с преобла-
данием морозного выветривания уранометрическая съемка неэф-
фективна из за преобладания в аллювиально-делювиальном ма-
териале глыбовой и кругшообломочной фракции. В этих условиях,
и также в платформенных равнинных районах с развитием овра-
гов, вскрывающих рудоносные пласты, целесообразней использо-
пвт|. у съемку.
Густота отбора проб в зависимости от масштаба съемки и ожи-
дпемой длины потока колеблется от 2—3 до 15—20 проб на 1 км2.
Расстояние между точками отбора проб от 300 до 800 м. Опыт по-
|<|| ihHHic'i, что плотность опробования одна проба на 1 км2 уже
позволяет выявить потоки, связанные с крупными и средними ме-
сторождениями.
Пробы массой 50- 100 г отбирают с поверхности или с глубины
Hi 20 t'M в руслах ручьев и осевых частях логов. В механических
ореол их наиболее представителен мелкозернистый песчаный мате-
риал, и в соловых ореолах — илистая часть донных осадков, осо-
бенно если опа обогащена органическим материалом. Выявленные
НЮ
в аллювии уранометрические аномалии подвергают детализации
с более частым отбором образцов и опробованием всех, в том
числе и мелких, элементов гидросети. Чтобы облегчить прослежи-
вание обнаруженных аномалий, проводят измерения у-активности
по маршруту.
По данным съемки составляют сводную карту с обозначением
проб знаками, соответствующими различным интервалам концент-
рации урана и элементов-спутников. Определяют геохимический
(нормальный) фон, желательно раздельно для разных типов
пород (ил, глина, песок). Наиболее перспективными при интер-
претации результатов считают аномалии, отличающиеся одновре-
менно повышенным содержанием урана и типичных элементов-
спутников. Для уменьшения зависимости результатов от содержа-
ния в пробах органического вещества используют отношение
концентраций урана к содержанию органического вещества.
Положительными признаками при оценке перспектив считают
наличие урановых минералов в пробах механических ореолов; на-
хождение в солевых ореолах урана преимущественно (около
90 %) в легкоподвижной форме; приуроченность аномалий к зо-
нам разломов, тектонических трещин и других структур, которые
в данном районе можно рассматривать как рудоконтролирующие.
Литогеохимическую съемку по ореолам рассеяния используют
для оценки перспектив ураноносности при геологических съемках
масштаба 1:50 000 и мельче, а также при детальных поисках
(масштаб 1:10 000 и крупнее) урановых месторождений в преде-
лах перспективных территорий и поисках новых рудных участков
в пределах известных рудных полей, если по тем или иным при-
чинам эффективность у- и эманационной съемок здесь низка.
Профили ориентируют вкрест простирания рудоконтролирую-
щих структур или ореолов, пробы отбирают по заранее разбитой
на местности топографической сети. Расстояние между профилями
принимают не более 0,9 от предполагаемых размеров ореолов,
а расстояние между точками отбора проб на профиле — не более
половины ширины ореола. Пробы отбирают с поверхности, из лу-
нок, закопушек или неглубоких скважин в зависимости от глу-
бины залегания представительного горизонта.
В пустынях, полупустынных и щепных зонах с сухим климатом
и щелочной реакцией почв пробы отбирают с поверхности (с. глу-
бины 10—20 см). В лесных и горно-таежных районах с влажным
климатом и кислыми подзолистыми почвами, где возможно вымы-
вание урана водами из верхней части разреза, отбор проводят
с глубины 0,7—1 м, реже до 1,5 м. При поисках погребенных и
закрытых ореолов пробы отбирают с забоя шпуров или мелких
скважин, проходимых виброагрегатами (СВА-2 и др.) или гцдро-
погружателями (СУГП-10). Для изучения вертикального распре-
деления урана пробы отбирают с разных глубин.
Размер сети опробования при крупномасштабной съемке меня-
ется от 100Х (Ю-s-20) м при масштабе 1 : 10000 до 20Х(5н-10) м
при масштабе 1 : 2000. Для анализа отбирают пробу массой 100—
6 Заказ № Э717 161
200 г, из которой через сито высеивают 10—20 г фракции менее
0,5 мм. По результатам съемки строят карты равных значений
концентрации U и элементов-спутников, на которой выделяют ано-
мальные участки и делают заключение об их связи с урановыми
месторождениями. При этом необходимо учитывать геологические,
геохимические и ландшафтно-географические факторы, так как
ни абсолютные концентрации, ни размеры и контрастность анома-
лий по могут служить однозначными критериями их перспектив-
ности. Для развития уранометрической съемки важно совершен-
ствование лабораторных методов определения урана. Значитель-
ное повышение производительности и удешевление анализов
могут обеспечить существенное расширение области применения
метода.
При оценке перспективности территорий на различных этапах
поисков полезно также изучение соотношения некоторых продук-
тов распада урана и тория, в том числе изотопов свинца. Соот-
ношение между изотопами свинца, радиогенными (20еРЬ, 207РЬ,
wPlt) и псрадногеиным (2О4РЬ), в свинцовых рудах практически
такое же, каким оно было в момент рудообразования, например
в момент отделения свинца от магматического расплава. Это со-
отношение зависит от возраста руд: чем он больше, тем меньше
радиогенных изотопов. Свинец, изотопный состав которого соот-
ветствует возрасту руд, называют нормальным (обыкновенным).
При оценке ураноносности локальных участков пробы на оп-
ределение изотопного состава свинца массой 200—300 г отбирают
из коренных пород или рыхлых отложений по сети 10Х (20-ь40) м
е выходом цроинлей за пределы аномальных зон. Суммарное со-
держание Pb, U и Th определяют рентгенорадиометрическим ме-
тодом (см. § 43), а изотопный состав — на масс-спектрографе.
Первичное содержание урана Uo в породах, рассчитанное по
изотопному составу свинца и возрасту оруденения в исследуемом
районе, сравнивают с фактическим его содержанием Пфакт- Соот-
ношение и0<ифакт говорит о привносе урана, обратное соотноше-
ние— о выносе урана из пород после образования первичной ура-
новой минерализации. Таким образом, по соотношению изотопов
свинца выявляют участки аномалий, рудопроявлений и месторож-
дении, из которых произошло выщелачивание урана, а также оце-
нивают первичное содержание урана в них.
Для определения первичной концентрации урана используют
также метод радиационных дефектов. Пробы (150—200 г) дробят
до частиц размером 1 мм без истирания, отмучивают, просуши-
ваю г и удаляют магнитную фракцию. В полученной пробе с по-
мощью спектрометров электронного парамагнитного резонанса
определяют число парамагнитных центров, обусловленных дефек-
тами в кристаллической решетке из-за действия а-частиц. Лучше
всего дефекты фиксируются в кварце, поэтому для анализа жела-
тельно выделить его зерна из раздробленной массы породы. В по-
родах, ис содержащих кварца, лучше применять изотопно-свин-
цопый метод.
162
§29. РАДИОГИДРОГЕОХИМИЧЕСКИЙ МЕТОД
Радиогидрогеохимический (радиогидрогеологический) метод
является наряду с литогеохимическим и биогеохимическим частью
геохимических методов поисков полезных ископаемых и направ-
лен на изучение водных ореолов элементов — индикаторов оруде-
нения, Он основан на отборе проб поверхностных, грунтовых и
подземных вод и определении содержания в них U, Ra и Rn с по-
следующим выделением участков с аномальной концентрацией
этих элементов. Позволяет обнаруживать рудные тела, не имею-
щие выходов на поверхность и залегающие на глубинах, недоступ-
ных для других радиометрических методов (до 50—-70 м в пред-
горных и до 300—400 м в высокогорных районах). Опробование
вод в скважинах позволяет обнаруживать руды в межскважинном
пространстве и обходиться меньшей густотой сети скважин.
Метод можно применять и как самостоятельный вид поисков,
но чаще всего проводят попутно, в комплексе с геологической и
радиометрической съемками. Наибольший геологический и эконо-
мический эффект получают в районах с большим числом естест-
венных выходов подземных вод и короткими путями их фильтра-
ции от источника обогащения радиоактивными элементами до
выходов на поверхность (горные районы, расчлененные пене-
плены, равнины с молодой развивающейся гидросетью).
Обогащение природных вод радиоактивными элементами (как
в рудах, так и в породах с их фоновым содержанием) зависит не
только от концентрации и формы нахождения радиоактивных эле-
ментов в горных породах, но также от вида и миграционной спо-
собности элемента, эманирующей способности пород, солевого и
газового состава вод, длительности соприкосновения вод с актив-
ной породой и других факторов.
Как указывалось в гл. III, интенсивному переходу урана в воду
способствуют окислительная обстановка, содержание углекислого
газа СО2, НСОз-, а в кислой среде также SO42“. В окислительных
условиях концентрация урана составляет м-10-6—м-10-5 г/л для
ручьев, озер, подземных вод в безрудных зонах и от м-10-5 до
П' 10-2 г/л и более на ураноносных участках. Наиболее высокие
концентрации при прочих равных условиях имеют кислые суль-
фатные воды зон окисления сульфатов, щелочные и слабощелоч-
ные воды карбонатного и бикарбонатного состава.
В восстановительных условиях содержание урана в водах как
рудоносных, так и безрудных зон составляет 10-7 г/л, иногда (1 —
3)-10-6 г/л.
Для обогащения вод радием наиболее благоприятны высоко-
минерализованные бессульфатные хлоридно-натриевые и кальцие-
вые воды глубоких горизонтов в восстановительных условиях.
Здесь фоновое содержание Ra в нерудных породах может дости-
гать п- 10-9 г/л. В остальных случаях значения фона обычно около
5-10~12 г/л для кислых магматических пород и не более
(1—2) • 10-12 г/л для остальных, Лишь в зоне затрудненного водо-
6* 163
обмена, и то лишь при высокой концентрации Ra в породах, воды
могут обогащаться радием до п* 10- 10 г/л. На рудных участках
содержание Ra в водах изменяется от л-10-'1 г/л в зоне интен-
сивного водообмена до м-10-8 г/л в бессульфатных водах зоны
затрудненного водообмена.
Радон в водах образуется за счет распада радия, содержаще-
гося в них, и перехода в воду эманаций радия, сорбированного
на поверхности пор и содержащегося в скелете породы. Вклад,
последней составляющей зависит не только от радиоактивности,
но и от коэффициента эманирования пород. Фоновые содержания
радона в водах пород нормальной активности не превышает
40 Бк/л, за исключением кислых магматических пород (до ПО—
115 Бк/л). Более высокие концентрации, не связанные с орудене-
нием, могут встречаться в породах, обогащенных акцессорными
радиоактивными минералами (до 1100—1300 Бк/л), и иногда
вблизи тектонических нарушений (до 400—800 Бк/л). Вблизи ура-
новых руд концентрации радона в водах колеблется от 400 до
1,5- 106 Бк/л.
Пробы воды при гидрогеологической съемке отбирают из род-
ников, ключей, колодцев, верховьев мелких ручьев, скважин и гор-
ных выработок. Исследование крупных поверхностных водотоков
и водоемов обычно неэффективно. При изобилии источников в пер-
вую очередь исследуют те, у которых пешеходным радиометром
обнаружена повышенная у-активность окружающих отложений
или самих вод.
Пробы воды отбирают отдельно на уран, радий и (по специаль-
ной методике) радон. Из-за малого периода полураспада радона
его содержание определяют в поле с помощью эманометров или
в лаборатории, но не позже чем через два-три дня после отбора
проб. Содержание урана определяют перлово-люминесцентным
или калориметрическим способом, радия — эманационным мето-
дом. Определяют также pH, Eh и проводят химические анализы
для определения элементов — спутников урана. При обнаружении
водопунктов с повышенным содержанием (J, Ra в Rn осущест-
вляют детализацию (отбор проб из всех доступных водопунктов),
а при необходимости бурят специальные скважины, проводят
уранометрическую съемку и радиометрические маршруты на пер-
спективном участке.
Результаты анализа в виде условных обозначений, различных
для разных концентраций U, Ra и Rn, наносят на геологическую
и специальную гидрогеологическую карты. В качестве аномаль-
ных обычно выделяют участки с концентрацией радиоактивных
элементов в воде, превышающей в 3—10 раз фоновые концентра-
ции в нормальных водах.
Из-за большого числа факторов, влияющих на концентрации
радиоактивных элементов в водах, а также часто из-за недоста-
точной изученности гидрогеологии и динамики подземных вод ин-
терпретация результатов представляет большую сложность. Это
ограничивает область использования метода в основном выдеде-
164
нпем перспективных площадей под детальные поиски другими ме-
тодами.
Перспективные участки выделяют по следующим критериям:
а) аномальное содержание одновременно U, Ra и Rn — наиболее
надежный признак наличия руд, причем на небольшом удалении
от аномальных источников; б) локальность аномалии; в) ано-
мальные концентрации элементов-спутников, зональность их рас-
пределения (Be, Со. Bi, Pb, Ли — в околорудной, Си, Mo, As —
в промежуточной, Zn, Ag, F, В — во внешней зоне ореолов); г) от-
носительно низкое (месторождение в изверженных породах) или,
наоборот, высокое (метасоматические уран-молибденовые и урано-
фосфорные рудные) значение отношения 234U/238U при высоком
содержании урана. Для фоновых вод в гранитах отношение ак-
тивностей 234U и 23SU составляет 2—3,5,
§ 30. РАДИОБИОГЕОХИМИЧЕСКАЯ СЪЕМКА
Радиобиогеохимическая съемка основана на зависимости хи-
мического или видового состава растений от химического состава
почвы и грунтовых вод и имеет две разновидности.
А. Геоботанический метод обнаруживает оруденение по разви-
тию над ним некоторых растений-индикаторов, произрастающих
преимущественно на участках с повышенным содержанием тех
или иных элементов, например урана и его спутников, или же по
морфологическим изменениям (например, по угнетению) растений
на таких участках по сравнению с участками с фоновым содер-
жанием элементов. Растения-индикаторы встречаются редко, их
трудно находить, и этот метод пока имеет ограниченное развитие
и поэтому здесь не рассматривается.
Б. Собственно биохимический метод (флорометрия) в приме-
нении к поискам урана заключается в изучении изменения по ис-
следуемой площади содержания радиоактивных элементов и эле-
ментов-спутников в золе растений.
Преимущество радиобиогеохимических методов — относительно
высокая глубинность, определяемая в основном глубиной проник-
новения корневой системы, достигающей для некоторых растений
(саксаулы, верблюжья колючка, песчаная акация и др.) 4 м и бо-
лее. Если корневая система поглощает воду из капиллярной каймы
грунтовых вод, то глубинность повышается до общей мощности
пород, омываемых грунтовыми водами, и их капиллярной каймы.
При хорошем развитии по вертикали солевых ореолов глубинность
может еще более увеличиваться, обеспечивая иногда обнаружение
рудных тел на глубинах др 50 м.
Большая глубинность позволяет использовать радиобногеохи-
мичесжий метод: а) при поисках слепых рудных тел и закрытых
ореолов, где другие наземные методы радиометрической съемки
неэффективны, а шпуровую съемку почему-либо не применяют,
например из-за развития каменистых грунтов; б) в пустынных
районах с незакрепленным рыхлым покровом; в) в зимних усло-
165
виях, когда из-за большой толщины снежного покрова и промер-
зания почвы у- и эманационная съемки неприменимы; г) для про-
слеживания рудоносных структур под обводненными наносами, не-
благоприятными для эманационной съемки.
Недостатками флорометрии являются высокая стоимость (в 5—
6 раз дороже эманационной), обусловленная главным образом
трудоемкостью анализов, и зависимость результатов от большого
числа факторов, что осложняет интерпретацию данных. Поэтому
метод обычно служит вспомогательным при поисковых и деталь-
ных исследованиях. Более широкому его применению будет спо-
собствовать снижение стоимости анализа за счет исключения тру-
доемкого этапа — озоления растений и измерения непосредственно
радиоактивности живых растений.
Методика съемки сводится к отбору проб одного из видов ра-
стений массой 50—300 г (в сухом виде) в зависимости от зольно-
сти исследуемых видов и метода определения радиоактивности
золы. При опробовании деревьев на U, Pb, Zn, Be, F, Li, Zr отби-
рают верхний пробковый слой пород (без живой коры и лубка),
так как он является безбарьерным органом по отношению к этим
элементам. Для опробования на Ra годятся любые виды и части
растений. Расстояние между точками отбора проб при исследова-
ниях масштабов 1 : 25000—1 : 50 000 составляет 20—30 м.
Пробы измельчают, высушивают и производят их озоление при
температуре 450—475 °C. Далее измеряют «-активность через 7—
10 дней после озоления, необходимых для восстановления радио-
активного равновесия между Ra и Rn. Поскольку в растениях на-
блюдается резкое нарушение равновесия между ураном и радием
в пользу последнего, «-методом в основном определяется содержа-
ние Ra.
Все зольные пробы с высокой «-активностью подвергают пер-
лово-люминесцентному анализу на уран и спектральному анализу
на элементы-спутники. Результаты съемки изображают в виде про-
филей и карт содержаний урана в золе («-активности). На те же
документы наносят результаты исследований почв. В качестве
аномалий выделяют участки, содержание урана (или «-актив-
ность) на которых превышает средний нормальный фон для дан-
ного типа растений более чем на три значения среднего квадра-
тического колебания последнего. Нормальный фон для урана в за-
висимости от типа растений и стадии роста колеблется от /г«10”6
до /2-1О“4%, тогда как его содержание над рудными участками
достигает KW —10~2 %. Фоновое содержание Ra в золе 1—70 г/т
эквивалентного урана, в качестве минимально аномального значе-
ния принимают обычно 150 г/т эквивалентного урана.
Для уменьшения влияния некоторых факторов целесообразно
проводить съемку зимой или в период летне-осеннего условного
физиологического покоя (в средних широтах июнь — октябрь),
166
§31. РАДИОМЕТРИЧЕСКОЕ ОПРОБОВАНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД
И РУД НА МЕСТЕ ИХ ЗАЛЕГАНИЯ
Для количественного определения содержания урана в рудах
и горных породах при поисках, разведке и добыче широко исполь-
зуют так называемое радиометрическое опробование. Различают
несколько его модификаций: у-метод исследования скважин; шпу-
ровое опробование; опробование с экранами по стенкам горных
выработок или по поверхности естественных обнажений; опробо-
вание отбитых руд в транспортных емкостях. Опробования во всех
случаях проводят по у-излучению.
Гамма-метод исследования скважин
Гамма-метод исследования радиоактивности в скважинах
(у-каротаж) заключается в регистрации изменения интенсивности
у-излучения по разрезу скважин и позволяет точнее, чем по керну,
определять глубину залегания и мощность пластов. Его данные
более представительны, чем керн, поскольку характеризуют го-
раздо больший объем пород. Благодаря этим преимуществам
у-метод (ГМ) стал основным методом опробования руд в сква-
жинах. Исследования керна используют в основном для контроля
результатов ГМ или введения поправки за нарушение равновесия
между U и Ra.
Теоретические основы. Показания ГМ зависят от радиоактив-
ности и плотности горных пород вблизи радиометра, диаметра и
заполнения скважины, а также параметров аппаратуры. На
рис. 48, а приведены теоретические кривые (диаграммы) измене-
ния показаний ГМ Z¥ с глубиной z против высокоактивных пла-
стов мощностью h, залегающих среди менее активных пород. За
нулевую линию принят уровень показаний против вмещающих
пластов. Их активность предполагалась одинаковой, а мощность
бесконечной. Различием эффективных коэффициентов поглощения
у-квантов ц в скважине (радиус г0=15 см) и пласте пренебрега-
лось. Значение ц--0,1 см-1 соответствует поглощению излучения
Ra в породе плотностью 6 = 3 г/см3. Из результатов расчета можно
сделать следующие выводы.
А. Переходный участок с переменными показаниями у границы
пласта имеет протяженность 40—50 см в обе стороны от границы.
В результате в середине пластов мощностью более 0,8—1 м име-
ется площадка практически постоянных показаний, равных пока-
заниям /я, в пласте бесконечной мощности. При й<(0,8—1) м
максимальная интенсивность 7тах в середине пласта заметно ниже,
чем /«,, и уменьшается с уменьшением h.
При других значениях г0 и ц форма кривой будет иной, однако
влияние ц в первом приближении можно учесть путем «сжатия»
(или «растяжения») кривых (см, рис. 48) по оси скважины про-
порционально изменению ц. Так, кривая для пласта мощностью h,
имеющего в 2 раза большее значение ц, может быть получена при-
167
1‘iic, -W. Kniiiihir у методы для ц=0,1
[1 Л/......ч/Л/... ОТ 1|р<Ш:ПН’ДС11П я мощности
111 H'.IK 111 цч 111 и p (o)
i [пдикйГпр: I •|<1чг|цц.и1, Г длиной 2 Ло
cm_j (а) и зависимость амплитуды
пласта h на коэффициент линейного
ближеппо путем сжатия в 2 раза кривой (см. рис. 48) для пласта
мощностью 2//. Соответственно влияние ограниченной мощности
при больших р будет наблюдаться при меньших значениях h.
Полому кривую Л/ш^/Л/^ (где Д/^7— /вм, г. е. аномалия кривой
относительно уровня вмещающих пород, Л/00--/V(й = оо), /, /вы—
показания против пласта и вмещающих пород соответственно),
используемую для введения поправок на ограниченную мощность
пласта, можно сделать универсальной, если по оси абсцисс вме-
сто h откладывать значение /гц или /16.
Б. Кривая симметрична относительно середины пласта. Гра-
ницы пласта при й>0,8—1 м, точнее при hp>8—10 отмечаются
на середине аномалии (на уровне 1/2 ДЛпах). При Ац<10 грани-
цам соответствуют показания, более близкие к Д/щзх, т. е. смещен-
ные сп середины границ аномалии к ее вершине. При этом ширина
аномалии на середине высоты (так называемая фиктивная мощ-
ность /г(|, по правилу 1/2Д/тах) превышает значение h.
Для определения истинного значения h по Лф построены номо-
граммы //ip /(//) (рис. 49). В ряде случаев (особенно при ма-
лых //) используют палетки (см. рис. 49,6), где под 71ф подразу-
мевают ширину аномалии па высоте 4/5 Д/тах-
В. Влияние конечного размера детектора существенно лишь
при молциитй ил.чега, сравнимой с размерами детектора. Этим
нлнииием можно пренебречь, если длина счетчика не превышает
4 гм нрп h 10 : 20 см и 10 см при й>20 см.
Выводы относительно формы кривых (см. п. Б) справедливы
при измерении но точкам, т. е. при неподвижном приборе или же
при очень малой скорости движения (у<С1/тя). При движении
Kin
Рис. 49. Зависимость фиктивной мощности йф
пласта на уровне A^vmax/2 (а) и (4/5) Д/^тах
(б) от его истинной мощности
Рис. 50. Определение гра-
ниц пластов и площади
диаграммы под аномалией
прибора дополнительно проявляется искажающее влияние инер-
ции радиометра (см. § 6).
Расчеты показывают, что между площадью аномалии s
(рис. 50) и интенсивностью у-излучения в бесконечном пласте /«,
существует связь вида s^I^h.
Поскольку значение /то пропорционально концентрации радио-
активного элемента q
I^=kqy k = const, (49)
го
s^kqh, (49a)
т. e. площадь аномалии независимо от значения h оказывается
пропорциональной так называемым линейным запасам qh (запа-
сам элемента, приходящимся на единицу площади залежи
в плане). Это позволяет упростить интерпретацию диаграмм, осо-
бенно когда ее задачей является именно оценка запасов.
Площадь аномалии s считают в пределах замкнутого контура
АБВГДЕЖЗИ (см. рис. 50), ограниченного графиком аномалии,
линиями АИ и ЕД интенсивности излучения для вмещающих по-
род и линиями ЖЕ и ЗИ, расположенными против границ пласта.
Коэффициент k в формулах (49) и (50) имеет смысл интенсив-
ности у-излучения, регистрируемого данным прибором против пла-
ста с бесконечной мощностью и единичной концентрацией равно-
весного урана [вместо k обычно пользуются коэффициентом k0,
выражающим интенсивность излучения (в пА/кг) 0,01 % урана].
Если значение q выражают в процентах содержания урана, то
формулу (49) удобнее переписать в виде
/со = 100йо<7- (50)
Значение зависит от состава руды (Иэф). в том числе кон-
центрации U или Th, и спектоальной чувствительности (типа)
169
Рис. 51. График для
определения коэффи-
циента учитываю-
щего зависимость по-
казаний у-метода от
поверхностной плот-
ности среды v, отде-
ляющей прибор от
горных пород.
оказать накопление
счетчика. Его значение при 2Эф« Юн-15 в за-
висимости от типа детектора и его экраниро-
вания колеблется примерно в пределах 7—
8,5 nA/кг на 0,01 % U. Для силикатной ура-
новой руды влияние изменения из-за со-
держания U становится заметнее при его
концентрации более 0,5%. В этой области
необходимо пользоваться переменным коэф-
фициентом ko.
В скважине, заполненной жидкостью, уве-
личение ее диаметра приводит к уменьшению
показаний (в том числе и в пласте бесконеч-
ной мощности) из-за поглощения у-квантов в
промывочной жидкости (рис. 51). Однако в
сухих скважинах, как показывает расчет, хотя
и происходит небольшое изменение формы
кривых, в частности занижение показаний в
середине пласта, но площадь аномалии прак-
тически не меняется независимо от диаметра
скважины при его изменении от 40 до 150 мм.
В сухих скважинах заметное влияние может
радона. Чтобы его исключить, скважину про-
дувают воздухом или заполняют жидкостью.
Методика у-каротажа. После спуска скважинного снаряда до
нижней границы исследуемой зоны и проверки режима работы
аппаратуры начинают подъем снаряда с непрерывной регистра-
цией показаний. Скорость подъема прибора при регистрации диа-
грамм зависит от решаемой задачи и чувствительности прибора.
При общих исследованиях (обычно в масштабе глубин 1 :200) ско-
рость регистрации меняется от 150 м/ч для приборов со счетчи-
ками Гейгера — Мюллера до 400—500 м/ч для радиометров со
сцинтилляционными счетчиками размером 18X30 мм. При обнару-
жении аномалий интенсивностью более 3,5 nA/кг (а при наруше-
нии радиоактивного равновесия в сторону недостатка радия и для
меньших аномалий) проводят детализацию (дважды) в масштабе
глубин 1 : 50 со скоростью 30—40 м/ч для приборов с разрядными
счетчиками и 60—80 м/ч для сцинтилляционных счетчиков. Если
такие скорости не могут быть обеспечены подъемником, а также
в скважинах, пробуренных из подземных горных выработок, то
проводят точечные измерения через 5—10 см в пределах аномалий
и через 1 м за их пределами. Измерения на точках начинают че-
рез время (3-Е4)тя после остановки. За отсчет принимают средние
показания прибора за 30—60 с.
Для проверки стабильности работы приборов, а также конт-
роля результатов съемок систематически проводят контрольные
(повторные) замеры в контрольных скважинах, равномерно рас-
пределенных по площади месторождений. Объем контрольных ис-
следований при поисках составляет 10 % всех скважин (но не ме-
нее трех). При разведке объем контрольных исследований 10 %
г 70
от суммарной мощности аномальных интервалов (но не менее
100—150 м).
Чтобы искажениями за счет инерции прибора можно было пре-
небречь, время нахождения прибора против пласта минимальной
мощности ftmin, представляющего интерес, должно быть не менее
(З-М)тя, откуда
^max ~ 4) Тя]. (51)
Оформление, обработка и интерпретация результатов у-каро-
тажа. Диаграммы исследования скважин у-методом оформляют
в соответствии с утвержденными правилами: проводят разбивку
глубин и оформление заголовка диаграмм, где должны быть ука-
заны сведения о скважине (местонахождение, назначение, номер,
глубина забоя, диаметр, заполнение и др.), об использованном
приборе (тип, номер, результаты эталонирования и др.), о режи-
мах измерения (скорость, постоянная интегрирующая ячейка, мас-
штаб) и т. д.
Задачей интерпретации результатов ГМ являются выделение
пластов с повышенной интенсивностью излучения, определение их
мощности h и оценка содержания q радиоактивного элемента (или
иногда произведения hq без их раздельного определения). Гра-
ницы пластов определяют по правилу 1/2А/тах или 4/5AImax- Пер-
вое правило используют при /г> (30—40) см, второе при /г< (30—
40) см. Преимущество последнего правила — меньшее влияние
различий в плотности пласта и вмещающих пород, поскольку точки,
соответствующие показаниям 4/5Д/тах, находятся в пределах
пласта, а точки 1/2Д/тах — вне пласта. Поскольку Д7тах отсчиты-
вают от интенсивности вмещающих пород, подошва и кровля пла-
ста могут отмечаться различным уровнем 1 (см. рис. 50). В случае
растянутых границ, когда значения q изменяются от бортовых до
кондиционных постепенно на большом расстоянии (более 50—
60 см), используют также правило отбивки границ на заданном
уровне, точнее, в точке, где /=1ООДо^3ад- Здесь ^зад — бортовое
содержание урана.
Количественное определение q в однородных пластах основано
на использовании формулы (49а), При h<l м переход от /тах
к осуществляют с использованием графика на рис. 48,6. Если
скорость замера превышает утах, определяемую формулой (51),
то вводят поправку на влияние инерции прибора по номограмме
на рис. 45 или другой аналогичной. Если скважина заполнена жид-
костью или обсажена, то вводят поправку на влияние скважины.
Поправку находят по рис. 51, а поверхностную плотность среды,
отделяющей прибор от горных пород, определяют по формуле
V ЕДД,
где А, — толщина отдельных слоев среды (промывочной жидко-
сти, глинистой корки, обсадной колонны, цементного кольца);
6> — плотность соответствующих сред.
171
В зависимости от условий можно вводить и другие поправки,
например на нарушение радиоактивного равновесия. Последнюю
поправку находят по результатам определения урана и радия
в образцах пород и руд. Для неоднородных пластов целесообраз-
нее определять среднее содержание гуср = .$/( 100 &0Л).
Iамма-опробование руд по шпурам, пройденным в стенках гор-
ных выработок, проводят с помощью приборов СРП-68-03 через
5—20 см. Методика исследований и интерпретация результатов
примерно те же, что и при у-каротаже. Результаты опробования
используют для выявления и оконтуривания рудных тел, при раз-
ведке параллельных жил, а также для контроля добычи и пол-
ноты отработки руд в очистных забоях.
Гамма-опробование обнажений и стенок горных выработок
В отличие от обычных измерений при у-съемке здесь опреде-
ляют интенсивность у-излучения, создаваемую определенным уча
стком поверхности выработки (обнажения), с исключением влия-
ния космического и собственного фона прибора, а также излу-
чения других участков выработки. Для этого используют два
способа. В первом случае (рис. 52, а) над исследуемой частью по-
верхности проводят два измерения: первое—когда между счет-
чиком и исследуемой поверхностью находится свинцовый экран
(обычно используют приборы СРП-68-01); второе — когда счет-
чик находится в том же положении относительно поверхности, но
экран снят.
Интенсивность излучения Ц при измерениях без экрана явля-
ется суммой интенсивности /, создаваемой исследуемым участком,
интенсивности 1О.П окружающих пород и нормального фона /ф,
т. е,
Д = / + /о. п + /ф- (52)
Интенсивность, измеренная с экраном, очевидно,
/3 - сс/ -]- Уоп /ф, (53)
где а—-коэффициент, учитывающий ослабление излучения У
в экране (в первом приближении а=е~ЦЛ, где х —толщина
экрана; р — линейный коэффициент поглощения излучения в мате-
риале экрана).
Решая совместно уравнения (52) и (53), получаем выражение
в которое входят лишь известные параметры, а неизвестные Уо. u
и /ф исключаются.
Пропорциональность между I и У[ — У2 совместно с пропорцио-
нальностью параметров / ид позволяет записать
? = (/,—/а)/(100В), (54)
172
Рис. 52. Схема радиометрического опробования:
а—с щелевым экраном и фильтром из свинца: / — счетчик, 2 — щелевой экран, 3 —
свинцовый фильтр; б — прибор направленного приема: / — основной счетчик, 2 — фоно-
вый счетчик; 3 — свинцовый фильтр
где В — коэффициент прибора (в nA/кг на 0,01 % U), определяе-
мый из экспериментов над поверхностью насыщенных моделей
пластов с известным содержанием урана. Для приборов, выпу-
скаемых промышленностью, значение В колеблется в пределах
1,8—2,4 nA/кг на 0,01 % Ll-
Второй способ опробования стенок горных выработок исполь-
зует так называемые приборы направленного приема. В таких
приборах используют два счетчика и два канала с различной ин-
тегральной чувствительностью и разделенных свинцовым
экраном (рис, 52,6), При этом значения и k2 подбирают так,
чтобы /г2/^1 = а-
Интенсивность излучения, регистрируемая двумя такими счет-
чиками,
11 := [/ -ф а (/ф /0<п)], 72 = k2 (а/ -Ф- /ф -ф 7о.п).
Отсюда с учетом выражения для а получим
/1 - Л = Zfex (I—а2) или 7 - (Д— (1 —а2)].
Таким образом, разность Ц —72 зависит только от 7 и не за-
висит от 7О,И и 7ф, a q выражают соотношением, аналогичным вы-
ражению (54),
Сеть профилей при радиометрическом опробовании составляют
по тем же правилам, что и при отборе бороздовых проб. Расстоя-
ние между точками исследования по профилю выбирают равным
длине экрана. По профилям строят графики интенсивности раз-
ностного эффекта 71 — 7Й. Мощность руд и содержание радиоак-
тивных элементов (в эквиваленте равновесного урана) опреде-
ляют так же, как и при у-исследованиях скважин. При выборе
способа опробования учитывают, что приборы направленного дей-
ствия более производительны, но менее точны.
173
Гамма-опробование отбитых руд в вагонетках, вагонах,
автомобилях и других транспортных средствах
Такое опробование проводят с целью учета добычи металла,
выделения пустой породы и забалансовых руд, разделения руды
по сортам. Для этого создают радиометрические контрольные
станции, где имеются приспособления для фиксирования транс-
порта в определенном положении и радиометры с фиксированным
положением детекторов: над кузовом автомобиля, с боков вагоне-
ток и т. д.
График зависимости показаний от концентрации урана полу-
чают путем контрольного химического опробования нескольких ва-
гонов (самосвалов). Текущее градуирование приборов осущест-
вляют с использованием радиевых эталонов. При опробовании
вагонеток в рудниках изготавливают три-четыре вагонетки со стан-
дартной рудой, содержание урана в которых соответствует различ-
ным сортам руд. Содержание урана и радия в них определяют
по представительным пробам радиохимическим анализом. Стан-
дартные руды засыпают в вагонетки, которые герметизируют
сваркой. Вагонетки пригодны для эталонирования аппаратуры че-
рез месяц после герметизации, когда устанавливается равновесие
в семействе 226Ra.
При открытой разработке месторождений у-метод используют
также для экспресс-анализа руд на транспорте. Специальными
радиометрами измеряют суммарную дозу у-излучения за некото-
рое время, которая (при постоянной скорости движения транс-
порта) пропорциональна количеству урана (радия), содержаще-
гося в руде, транспортируемой за это же время.
Гамма-спектрометрические методы опробования
Эти методы используют при анализе смешанных уран-торие-
вых руд. Через Лг обозначим отношение интенсивностей у-излуче-
ния в энергетическом интервале (Ец, Е^') при измерении иссле-
дуемой пробы и пробы, содержахцей единичную концентрацию
урана. Тогда измерения в двух энергетических интервалах дадут
систему уравнений
A=7u4-p#rh, А = <7и4-р2<7тю (55)
где (/ть — содержание урана и тория в пробе; pi, р2 — урано-
вые эквиваленты тория по у-излучению для выбранных энергети-
ческих интервалов.
Для повышения точности измерений необходимо выбрать такие
энергетические интервалы, чтобы отношение pi/p2 возможно
больше отличалось от единицы, а уровни дискриминации находи-
лись в таких участках спектра, где интенсивность у-излучения
медленно меняется при изменении порога дискриминации. При
использовании интегральных анализаторов импульсов (с одним
174
порогом дискриминации) можно, например, одним каналом реги-
стрировать суммарную интенсивность у-излучения, а в другом
канале установить порог, соответствующий энергии 1,5—2 МэВ.
Для исключения влияния на результаты измерения рассеянных из-
лучений лучше и в первом канале ввести порог около 0,5 МэВ.
Большое различие коэффициентов pi и р% обеспечивается при ис-
пользовании дифференциальных каналов: первого в интервале
1,1 —1,7 МэВ, второго — 2.4—2,9 МэВ.
При спектрометрическом у-каротаже в качестве и А2 в си-
стеме уравнений (55) используют обычно площади под диаграм-
мами соответствующих каналов и, решая эту систему, определяют
произведения q^/i и q?hh. Значения коэффициентов pi находят пу-
тем измерений на насыщенных эталонных моделях равновесных
урановой и ториевой руд. При интерпретации данных спектраль-
ного у-каротажа поправка за влияние скважинных условий зави-
сит от используемого интервала энергии, поэтому она различна
для разных каналов. При спектрометрическом у-опробовании
в горных выработках измерения в двух каналах проводят дважды
с открытой и закрытой щелью экрана, а в качестве Л/ в систему
уравнений (55) подставляют разность показаний Pro канала, по-
лученных с экраном и без экрана.
§ 32. ЛАБОРАТОРНЫЕ РАДИОМЕТРИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
Содержание радиоактивных элементов в образцах горных по-
род при поисках, разведке и разработке месторождений, при
оценке абсолютного возраста геологических объектов и решении
других задач определяют химическими лабораторными, радиомет-
рическими и радиохимическими методами. Чувствительность хими-
ческого анализа достаточна для определения урана и тория и не-
достаточна для определения продуктов их распада. Химический
анализ обладает высокой точностью, но сложен, трудоемок и ма-
лопроизводителен. Поэтому для массовых определений урана и
тория его применяют редко, в основном используют в качестве
контрольного метода, а также при изготовлении эталонов, необ-
ходимых при радиометрических анализах.
Радиометрический и радиохимический методы определяют ис-
комый радиоактивный элемент по его излучению. В радиометри-
ческом методе образец не подвергают какой лнбо обработке,
кроме измельчения, что удобно при оперативном применении в по-
левых условиях. В радиохимическом методе образец перед изме-
рением радиоактивности проходит химическую обработку с целью
повышения концентрации искомого элемента или выделения его
в удобном для измерения виде. Таким образом, этот метод пред-
ставляет комбинацию радиометрического анализа с некоторой
химической обработкой образца. Это уменьшает помехи со сто-
роны других радиоактивных элементов, повышает чувствитель-
ность и точность определений, которая оказывается сравнимой и
даже выше точности химического анализа. Радиохимический
175
анализ обычно используют для определения продуктов распада
урана или тория, например радия и его изотопов (АсХ, ThX).
Радиометрический анализ — основной оперативный метод оп-
ределения радиоактивных изотопов при поисках, разведке и до-
быче радиоактивных руд. По своей точности он часто не уступает
химическому анализу, будучи при этом в 4—5 раз дешевле и
в 5—6 раз производительнее. При радиометрическом анализе
можно регистрировать а-, р- и у-излучение. В наиболее простых
случаях (определение содержания элементов одного семейства
в породе с ненарушенным радиоактивным равновесием) в прин-
ципе можно регистрировать любое из этих излучений. Если радио-
активное равновесие в породе нарушено или требуется определить
раздельно содержание элементов разных семейств при их совме-
стном присутствии в породе, то применяют комплекс радиометри-
ческих методов, например у-р-анализ или же спектральный анализ
излучений. К группе радиометрических методов относится также
радиография, использующая фотографическое воздействие излу-
чений на фотопластинку. Она позволяет исследовать характер
распределения радиоактивных элементов на поверхности образца,
определять их концентрацию и состав.
Эффективность лабораторных анализов зависит от правильно-
сти отбора и подготовки образцов пород к исследованию. Чем
неоднороднее исследуемая порода и меньше концентрация опре-
деляемого элемента, тем больше должна быть навеска пробы. Об-
разец, подлежащий исследованию, предварительно очищают от
выветрелых участков и часть его измельчают до порошкообраз-
ного состояния. Если навеска, необходимая для анализа значи-
тельно меньше массы исходной пробы, то ее систематически со-
кращают в процессе измельчения.
В практике геологических исследований почти исключительно
используют относительный радиометрический метод, заключаю-
щийся в сравнении показаний прибора для исследуемого и эта-
лонного образцов. Если измерения активности исследуемого об-
разца и эталона проводят строго в идентичных условиях, то со-
ответствующие показания прибора /п и Ц будут пропорциональны
концентрациям радиоактивного изотопа внихСп и Сэ: /л/А=Сп/СУ
где индекс «э» относится к эталону, «п» — к исследуемой пробе.
Отсюда концентрация изотопа в пробе
Сп = /п(Сэ/7э). (56)
Иногда допустимы некоторые отклонения □ условиях измерений
с пробой и эталоном, если они не оказывают существенного влия-
ния на результаты анализа или же их влияние легко учесть. Фор-
мула (56) справедлива при содержании в пробе и эталоне одного
радиоактивного изотопа пли же равновесного семейства радиоак-
тивных изотопов. В последнем случае под Сп и Сэ можно подразу-
мевать концентрацию любого из членов семейства, например его
родоначальника. Удобнее С1£ и Сэ выражать в единицах радиоак-
176
пости: в этих единицах концентрация всех членов семейства оди-
накова.
Нередко в образце присутствуют несколько семейств изотопов
или изотопы одного семейства, но в неравновесных количествах.
Для определения концентрации каждого из них приходится изме-
рять несколько величин, а вместо выражения (56) применять си-
стемы уравнений. Однако иногда и в таких случаях используют
формулу (56), выражая Сп в эквивалентных единицах активности
радиоактивного элемента, присутствующего в эталоне. Чаще всего
используют эталоны с равновесным ураном, а Сп выражают
в эквивалентных единицах равновесного урана на грамм породы.
Исследуемые порошковые пробы и эталоны обычно насыпают
в специальные кассеты, форма которых определяется формой де-
тектора излучения. По соотношению между толщиной образца и
длиной пробега регистрируемых частиц различают тонкий, проме-
жуточный и толстый слой. Топким для данного излучения назы-
вают слой, толщина которого значительно меньше длины пробега
частиц, и потому ослабление излучения в самом образце прене-
брежимо мало. Насыщенным называют слой, толщина которого
столь велика, что дальнейшее ее увеличение не приводит к росту
потока излучения через его поверхность, обращенную к детектору.
Результаты измерений с насыщенными слоями не зависят от ко-
лебаний толщины образца. Толщина насыщенного слоя при ис-
следовании урановых и ториевых руд составляет 30 мг/см3 для
а-излучения, 1,5 и 100 г/см2 для р- и у-излучений соответственно.
Измерения насыщенным слоем обычны для а- и (3-методов. Из-
мерения в тонких слоях проводят при малом количестве либо при
очень высокой удельной активности исследуемого вещества. Ис-
пользуемые на практике пробы для у- и иногда p-излучения не-
донасыщенны. В этих случаях необходимо обеспечить равенство
массовой толщины эталона и пробы или (что хуже) различия в их
толщине учитывать с помощью поправочного коэффициента.
Альфа-метод. Для регистрации а-частиц используют инте-
гральные ионизационные камеры с электрометром, импульсные
ионизационные камеры, а также сцинтилляционные камеры и
счетчики.
Порошковую пробу, измельченную до 30—40 мкм, насыпают
на тарелочку (кассету) слоем около 1 мм и помещают внутрь
ионизационной сцинтилляционной камеры, а при использовании
сцинтилляционного счетчика — в светонепроницаемую камеру под
сцинтиллятором на строго фиксированном расстоянии от него. Пе-
ред этим проводят компенсацию фона или измеряют его величину.
Измерив интенсивность излучения образца и эталона, по формуле
(56) рассчитывают концентрацию радиоактивных элементов
в эквивалентных единицах равновесного урана. На точность а-ме-
тода оказывает влияние различное соотношение плотностей актив-
ного вещества и вмещающей породы в пробе и эталоне,, степень
измельчения и влажность породы, эманирование кробгд в процессе
измерений.
177
Влияние первого фактора устраняют применением эталонов из
характерной пробы исследуемой серии. Влияние эманирования
пробы обусловлено тем, что эффективность регистрации излучения
эманаций, выходящих из образца и распадающихся в объеме ка-
меры, гораздо больше, чем вероятность регистрации а-частиц, воз-
никающих внутри образца. Влияние эманаций особенно сильно
для ториевых руд, так как короткоживущий продукт распада то-
рия— торон успевает накопиться в количествах, соответствующих
радиоактивному равновесию. Для учета влияния эманаций прово-
дят измерения при разной толщине h пробы, С увеличением тол-
щины слоя ионизационный ток растет, так как возрастает количе-
ство эманирующей породы. По результатам измерений строят гра-
фик зависимости Itt = j (h) и экстраполяцией его до /г = 0 находят
значение Д. о, свободное от влияния эманирования. Влияние влаж-
ности пробы и степень ее измельчения учесть значительно
труднее.
В течение некоторого времени после помещения образца в ка-
меру наблюдается рост показаний прибора из-за накопления эма-
наций, причем скорость роста определяется периодом полурас-
пада эманаций. На этом основано использование «-метода для
определения природы радиоактивности. Для пробы с торием по-
казания растут в течение 6—7 мин (6—8 периодов полураспада
торона), а для пробы с ураном — 25—30 с (период полураспада
актинона 3,9 с, а влияние радона из-за его большого периода по-
лураспада вовсе не чувствуется).
Для раздельного определения содержания отдельных «-излу-
чателей с помощью импульсной ионизационной камеры изучают
«-спектры в тонких слоях.
Бета-метод - основной метод определения содержания урана
или тория в простых равновесных рудах или суммарной радиоак-
тивности в единицах равновесного урана. В комплексе с у-мето-
дом его используют для раздельного определения содержания
урана, тория и калия в равновесной или урана и радия в нерав-
новесной руде. Бета-излучение регистрируют цилиндрическими
или торцевыми счетчиками Гейгера — Мюллера, а также сцинтил-
ляционными счетчиками. Пробу и р-счетчик для снижения фона
помещают внутри свинцового домика.
Основными преимуществами p-метода, связанными с большой
проникающей способностью р-частиц, являются: менее жесткие
требования к измельчению породы (примерно 1 мм); независи-
мость результатов от влажности пробы; значительно меньшее
влияние эманирования образцов, поскольку образец находится вне
рабочего объема детектора и выделяющиеся эманации не могут
попасть внутрь индикатора. Правда, p-активность пробы умень-
шается за счет потери части р-излучателей, но, поскольку р-актив-
ность всех продуктов распада радона составляет лишь 50 % от
p-активности равновесной руды, уменьшение активности за счет
потери эманаций не превышает половины коэффициента эмапиро-
вания пробы.
178
Для раздельного определения содержания изотопов с различ-
ной энергией р-частиц можно провести спектрометрию p-излуче-
ния с последующим решением уравнений типа (57) (см. ниже).
При этом применяют сцинтилляционные спектрометры или исполь-
зуют поглощение более мягкого излучения в экранах соответ-
ствующей толщины.
Гамма-метод. Для регистрации у-излучения используют в ос-
новном сцинтилляционные счетчики. Так как насыщенного слоя для
у-лучей добиться практически невозможно, необходимо выдержи-
вать равенство масс эталона и пробы. При нарушении этого ус-
ловия разницу в массе пробы и эталона учитывают использова-
нием вместо выражения (56) формулы
П ---------
/TifT i з
где тэ, Ши — массы эталона и пробы соответственно.
На результаты у-анализа урановых руд сильно влияет нару-
шение радиоактивного равновесия и эмалирование проб, так как
основное у-излучение в урановом семействе (98%) приходится на
продукты распада радона RaB и RaC. Исходя из этого, в каче-
стве самостоятельного у-метод используют редко, преимущест-
венно для исследования проб, содержащих только радий. Вместе
с тем этот метод широко применяется в комплексе с р-методом
для исследования неравновесных и комплексных руд. Кроме того,
он является единственным методом анализа недробленых проб
большой массы. Для такого анализа используют датчик в виде
конической емкости с двойными стенками, между которыми рас-
положены счетчики у-излучения. Анализируемую пробу одинако-
вой массы с эталоном засыпают в конус, образованный внутрен-
ними стенками. Эталон готовят из сцементированной равновесной
руды в виде усеченного конуса массой 3—5 кг, соответствующего
форме емкости датчика.
Комплексным р-у-лщтодсш определяют содержание урана и
радия в образцах пород и руд с нарушенным радиоактивным рав-
новесием или уран и торий в равновесной уран-ториевой руде. Его
применение для определения урана в неравновесных рудах осно-
вано на различном распределении у- и р-излучателей в семействе
урана. Бета-излучатели распределены между радиоактивными
элементами от урана до радия и от радия до ЙОеРЬ примерно по-
ровну, основная масса у-излучателей приурочена к последней по-
ловине ряда.
Поскольку нарушение радиоактивного равновесия в семействе
238U обычно связано с выносом или привносом радия, равновесие
между ураном и его продуктами распада до радия, как правило,
сохраняется. Из-за малого в геологических масштабах периода по-
лураспада радия для него обычно также наблюдается равновесие
со своими продуктами распада. Поэтому радий со своими продук-
тами распада и уран в равновесии со своими остальными продук-
тами распада можно рассматривать как две самостоятельные
179
компоненты руды и записать следующее уравнение для интенсив-
ности 0- и у-излучения (7(J и /?) образца:
Лл —' , I? ~ й^Си ф- ЬуС^а, (57)
где Си, Сна — концентрации урана и радия в пробе; йр, av —ин-
тенсивности р- и у-излучения для образца с единичной концентра-
цией урана (без радия); ftp, by — то же для единичной концент-
рации радия.
Обычно содержание урана выражают в процентах, радия-—
в эквивалентных процентах равновесного урана. Часто интенсив-
ности /р и Д, также выражают в эквивалентных процентах
урана, т. е. они по существу представляют значения СП} опреде-
ленные по формуле (56) с использованием в качестве эталона рав-
новесной урановой руды: 7р = СП(5; /? = СП?. Тогда, очевидно, Ь$ --
1 -Сф, Ьу = 1 Qy.
Коэффициенты а и b определяют по результатам измерений
интенсивности (3- и у-излучений равновесного уранового эталона
и эталона с резко нарушенным радиоактивным равновесием. В ка-
честве такового обычно применяют соединение урана U3O8, ли-
шенное радия.
Концентрацию радия при решении уравнений (57) определяют
с некоторой погрешностью, обусловленной эманированием об-
разца. Чтобы получить истинную концентрацию радия, к ее зна-
чению, полученному при решении системы уравнений (57), при-
бавляют поправку АСе?д, которую определяют по результатам из-
мерений р- и у-активности пробы в открытом состоянии и после ее
герметизации и выдержки в течение 3—5 дней.
Если равновесие между ураном и радием в руде не нарушено,
то комплексный [3-у-метод позволяет раздельно определять уран
и торий в уран-ториевых рудах. Для равновесной уран-ториевой
руды с учетом выражений (57) можно составить систему урав-
нений
Си Ч-йСтъ» 1у~Си + &Сть, (57 а)
где Си, Сть — концентрации урана и тория в пробе (в %); а, b —
урановые эквиваленты тория по |3- и у-излучению. Такая методика
определения урана и тория основана на значительном различии
урановых эквивалентов тория по (3- и у-излучению. Например, для
счетчиков Гейгера типа СТС-6 значения а и b составляют 0,19 и
0,43 соответственно.
Многокомпонентный у-спектральный анализ. Комплексный
(Гу-метод пригоден для анализа руд, содержащих два радиоак-
тивных компонента, соотношение р- и у-активностей для которых
существенно различно. В противном случае уравнения типа (57),
(57а) оказываются слабообоснованными. Если это условие не вы-
полняется или число независимых компонентов больше двух, то
прибегают к у-спектральному методу, т. е. регистрации у-квантов
в нескольких (по числу независимых компонентов) интервалах
энергий. Если какие-либо два радиоактивных компонента суще-
180
ственно различаются по соотношению у- и ^-активности, то изме-
рение у-квантов в одном из интервалов энергии можно заменить
на измерения p-активности образца.
Наиболее сложен случай четырехкомпонентной пробы, когда
активности К и семейств U и Th близки, а состояние радиоактив-
ного равновесия между U и Ra неизвестно. Здесь необходимо
определить содержание четырех групп изотопов: урана с продук-
тами распада до радия включительно; радия с продуктами рас-
пада; тория с продуктами распада; калия. Содержание этих ком-
понентов обозначим соответственно Си, CRa, СТ1], Ск. Измерения
у-излучения в четырех энергетических интервалах (Eit £.f + A£t-,
t=l, 2, 3, 4) дают четыре уравнения;
I i = CliC и 4' iC R а + ciCTh + d iС к;, (58)
где li — измеряемая интенсивность излучения пробы в t-м канале,
т. е. в интервале энергии (£;, £i+A£t); at, bit cif г/, — то же для
эталонов, содержащих лишь один из компонентов (соответственно
U, Ra, Th и К), причем с единичной концентрацией.
Чтобы система уравнений (58) обеспечивала падежное опреде-
ление компонентов, значения энергии излучения £, для отдельных
каналов необходимо выбрать равными энергии одной из наиболее
интенсивных линий каждого компонента, например, энергия £i
должна соответствовать энергии интенсивной линии урана, £2 —
радия, £3 — тория и £« — калия. Наиболее интенсивные линии для
изотопов семейств тория: 0,24; 0.34; 0,58; 0,9 и 2,62 МэВ; для про-
дуктов распада радия — 0,35; 0,6: 1,1; 1,76 МэВ. Излучение калия
имеет энергию 1,46 Л4эВ, а наиболее интенсивная линия в общем
слабого излучения урана имеет энергию 0,093 МэВ. Таким обра-
зом, £1 = 0,093; £4=1,46 МэВ, а значения £2 и £3 могут быть вы-
браны из перечисленных интенсивных линий радия и тория. В од-
ной из промышленных методик, разработанных С. Л. Якубовичем
и др., принята, например, регистрация в интервалах: £1 = 0,09-?
-4-0,11; £2-0,32-?0,38; £3 = 0,22ж0,26; £4=1,4ж 1,5 МэВ.
Нередко измерения у-излучения в одном из каналов заменяют
регистрацией ^-излучения. Чаще всего исключают измерения у-из-
лучения в урановом канале (0,093 МэВ), поскольку интенсивность
излучения урана мала и точность его определения по у-излучению
оказывается низкой.
Аналогичен подход и к анализу трехкомпонентных систем, на-
пример для определения LJ, Th и Ra в ураиоториевой руде с на-
рушенным равновесием или для определения U, Th и К, когда
уран и радий находятся в радиоактивном равновесии. Применяя
вместо многоканального у-спектрометра более простой одиока-
нальный, часто при анализе трехкомпонентной системы взамен
двух дифференциальных каналов регистрируют общее у- и общее
p-излучение. Возможно сочетание и других измерений, например,
регистрация общего у-излучения, общего р-излучения и жесткой
составляющей у-излучения.
181
Рис.1 53. Схема
определения то-
ропя (а) и радона
(б, в).
Способы введения
эманаций в камеру:
б — вакуумный,
в — циркуляцион-
ный; ] - барботер
с исследуемым рас-
твором; 2 — промы-
валка; 3 — осуши-
тель; 4 — эманаци-
онная камера; 5 —
реометр; 6 — бал-
ластный сосуд; 7 —
соединится ь и ы й
кран; 8 — резиновая
груша
Для определения коэффициентов ai, bi, Ci, di системы уравне-
ний (58) проводят измерения с четырьмя эталонными образцами
с известным (и существенно различным) содержанием U, Th,
Ra и К.
Радиохимический метод определения изотопов радия обычно
использует регистрацию a-излучения их эманаций. Весь радий и
его изотопы, содержащиеся в образце, предварительно переводят
в растворимое состояние с помощью специальных химических ре-
акций. Для выделения радия из раствора используют способ со-
осаждения с кристаллическими осадками BaSO4. Осадок серно-
кислого бария, несущего в себе и сернокислый радий, получают
добавлением хлористого бария в пробу при его сплавлении,
а после фильтрации образовавшегося раствора-—серной кислоты.
Выпавший осадок фильтруют, промывают и путем сплавления его
с содой и последующего растворения в соляной кислоте перево-
дят в раствор хлористого бария, несущий в себе также радий
и его изотопы в виде хлористого радия. Этот раствор, помещаемый
в барботер, н является объектом дальнейшего изучения. Из-за
малого периода полураспада ThX определение его концентрации
в растворе по активности образующегося торона проводят в пер-
вую очередь.
С учетом малого периода полураспада торона (54,6 с) изме-
рение его активности проводят при непрерывной продувке через
камеру воздушной струи, прошедшей перед этим через барботер
с исследуемым раствором и увлекающей с собой образующийся
в нем торон. Для этого используют установку, приведенную на
рис. 53,о. Торон, непрерывно образующийся в барботере 1, увле-
кается воздушным потоком, создаваемым воздуходувкой или гру-
182
шей, и последовательно проходит через дополнительный объем
(промывалку) 2, сушилку 3 и ионизационную (или сцинтилляцион-
ную) камеру 4. Промывалка 2 настолько удлиняет время прохож-
дения струи из барботера в камеру 4, что короткоживущий ак-
тион (Т=3,93 с) за это время практически полностью распада-
ется. Реометр 5 контролирует постоянство скорости воздушной
струи, а балластный сосуд, включенный непосредственно после
воздуходувки, сглаживает пульсацию потока.
Показания камеры зависят от объемов камеры и системы
между пробой и камерой, а также от скорости потока. С учетом
этого при исследовании с пробой и эталонным раствором необхо-
димо добиваться одной и той же объемной скорости потока. Дол-
жны быть одинаковы и другие условия измерений, например раз-
мер барботера и объем раствора. Эталон равновесной соли тория
для эманационных определений торона приготовляют растворе'
нием равновесных ториевых минералов и выпускают в запаян-
ных ампулах.
Определяемое по формуле (56) содержание ThX в образце
с помощью основного закона радиоактивного распада пересчиты-
вают на момент отделения осадка BaSO4. Этой поправкой можно
пренебречь, если измерения проведены в течение 2—3 ч после
отделения осадка с радием. Так как период полураспада самого
долгоживущего продукта распада тория (MsThI) мал (6, 7 лет),
в ториевом ряду в природе почти наверняка существует равнове-
сие и потому содержание ThX можно использовать для расчета
Th. Чувствительность метода при использовании высокочувстви-
тельных сцинтилляционных камер не менее 10”5 г Th.
Большой период полураспада (3,85 дня) обусловливает не-
сколько иной порядок определения радона. После продувки воз-
духа через раствор с целью удаления всего накопившегося ра-
дона барботер запаивают и оставляют на несколько дней для
накопления радона. Для измерения количества накопившегося ра-
дона собирают установку, приведенную на рис. 53, б. После этого
в ионизационной камере создают вакуум при закрытом кране 7.
Далее под резиновой трубкой обламывают конец барботера 7, ос-
торожно приоткрывают кран и выпускают воздух из барботера
в камеру. Для достаточно полного перевода радона в камеру от-
ношение объемов камеры и барботера должно быть возможно
большим. Если этого нельзя добиться, то применяют циркуляци-
онный способ перевода радона в камеру (рис. 53,в), создавая
циркуляцию воздуха с помощью груши 8. Этим достигают равно-
мерное распределение радона в системе, и в камеру попадает часть
радона, равная отношению объема камеры к объему всей системы.
После введения радона в камеру его a-активность в течение
3—4 ч растет вследствие накопления короткоживущих продуктов
распада. Далее начинается слабый спад из-за распада самого
радона. Поэтому измерения образца и эталона вакуумным спосо-
бом проводят через одно и то же время после впуска радона в ка-
меру. Расчет содержания радона упрощается, если при измерении
183
с пробой и эталоном выдерживать одинаковыми время накопле-
ния радона в барботере и другие условия измерений. При этом
для определения можно воспользоваться формулой (56). Если
для пробы и эталона различаются время накопления радона в за-
паянном барботере или время, прошедшее с момента введения
радона в камеру до измерения, то вводят поправку по специаль-
ным таблицам. В качестве эталона используют выпускаемые в ам-
пулах растворы соли радия, содержащие примерно 10~10—КВ8 г
Ra.
Перлово-люминесцентный метод определения урана, относя-
щийся уже к числу не радиометрических, а химико-аналитических,
широко используют для анализа проб с низким содержанием
урана (1СНЛ—10~4%), отбираемых при геохимической съемке. Он
основан на способности некоторых веществ, активированных не-
большим количеством соединений урана, люминесцировать под
ультрафиолетовым облучением. Чаще всего используют фтористый
натрий. Интенсивность его свечения при молекулярной концентра-
ции U менее 5- 10"4 (атом урана на 2000 молекул фтористого нат-
рия) оказывается пропорциональной содержанию U. Исследуемый
образец растирают, прокаливают для разложения органических
веществ, которые могут вызвать люминесценцию, и подвергают
обработке в растворе кислот или щелочей с целью перевода
в раствор урана. Процесс химической обработки должен, кроме
того, обеспечить максимально возможное отделение урана от эле-
ментов и соединений — гасителей люминесценции. Один из основ-
ных гасителей люминесценции — железо удаляют путем его осаж-
дения при добавлении в исследуемый раствор насыщенного рас-
твора углекислого натрия.
Сплавляя химически чистый NaF на ушке платиновой прово-
локи, изготавливают перлы одинакового объема и массы (5±
0,3 мг). Остывший перл несколько раз погружают в раствор ис-
следуемой пробы. После каждого погружения перл просушивают
на спиртовке. При этом получают твердый раствор уранил-иона
с фтором ([UO2]F2) в NaF. Интенсивность люминесценции активи-
рованных перлов измеряют люминесцентным фотометром. Фото-
метры градуируют с помощью эталонных перлов с известным со-
держанием урана, идентичных по массе и габаритам исследуемым.
По данным эталонирования строят график зависимости показа-
ний фотометра от концентрации урана.
Результаты перлово-люминесцентного анализа могут быть не-
сколько (до 10—15%) занижены из-за неполного перевода урана
в раствор при использованном способе химической обработки
пробы, а также из-за присутствия в пробе других гасителей лю-
минесценции, кроме железа.
Радиографический метод используют для изучения характера
распределения радиоактивных элементов в горных породах. Если
на плоскую полированную поверхность горной породы положить
эмульсионный слой фотографической пленки (пластинки), то воз-
действие радиоактивных излучений на чувствительный слой фото-
184
пленки образует скрытое фотографическое изображение, соответ-
ствующее распределению радиоактивных элементов в породе. На
проявленной фотопленке участкам образца, обогащенным радиоак-
тивными элементами, соответствует почернение.Степень почерне-
ния, определяемая визуально или фотометрическим способом, про-
порциональна интенсивности радиоактивного излучения.
Кроме описанной визуальной (макро) радиографии применяют
также следовую (микро) радиографию (а-радиография), заклю-
чающуюся в подсчете под микроскопом числа треков а-частиц и
измерении их длины. Ее преимущество — высокая чувствитель-
ность и возможность количественной оценки радиоактивности,
обусловленные поштучным подсчетом треков. Форма и длина тре-
ков, кроме того, позволяют определять природу и нижний предел
энергии частиц, а отсюда в определенной степени судить о при-
роде радиоактивных элементов.
Для микрорадиографии применяют специальные фотопленки
с толстой (до 100 мкм и более) высокочувствительной и микро-
зернистой (менее 0,2—0,3 мкм) «ядерной» эмульсией. Для опре-
деления активности сравнивают число следов на единице площади
образца с плотностью следов для минералов-эталонов. В качестве
эталона используют любой однородный по составу минерал, со-
держание урана в котором известно.
Радиографический метод, основанный на подсчете числа тре-
ков, образующихся под действием осколков деления урана, назы-
вают /'-радиографией. Период полураспада спонтанного деления
у тория значительно больше, чем у урана. Поэтому треки от де-
ления тория составляют приближенно малую часть треков деле-
ния урана. Поскольку кинетическая энергия осколков деления
велика (от 30 до 105 МэВ), они вызывают гораздо большие нару-
шения в кристаллической решетке минералов, чем а-частица. Диа-
метр проплавленной зоны /'-треков 5—10 нм, длина 5—20 мкм.
Вокруг этой зоны располагается еще большая зона нарушений
кристаллической решетки, которые видны под электронным мик-
роскопом. Чтобы треки были видны в оптический микроскоп, ми-
нерал подвергают травлению. Эти треки от других дефектов кри-
сталла отличаются прямолинейной формой, определенной длиной
и беспорядочным распределением направлений.
Поскольку при нагревании треки залечиваются, плотность тре-
ков в минералах пропорциональна произведению концентрации
урана на время, прошедшее с момента остывания магмы или по-
следнего термального метаморфизма. Современную концентрацию
урана в минерале можно определить по плотности новых (инду-
цированных) треков, образующихся в нем (или в прижатой
к нему полимерной пленке) при облучении тепловыми нейтронами
в ядерном реакторе.
Преимущество метода—в возможности анализа очень малых
образцов (п* 10~4 г). Изучая отношение плотности естественных и
индуцированных треков, можно определить области выноса или
привноси урана в недалеком прошлом (последние 105 лет).
185
§ 33. КОМПЛЕКСИРОВАНИЕ МЕТОДОВ ПРИ ПОИСКАХ
И РАЗВЕДКЕ МЕСТОРОЖДЕНИИ УРАНА
Эффективность поисков и разведки в значительной степени за-
висит от правильного выбора комплекса методов исследования,
учитывающего природные условия ведения работ — геологические,
гидрогеологические, морфологические, климатические — и другие
особенности района. Их влияние на выбор комплекса обусловлено
в первую очередь влиянием .на развитие вторичных ореолов рас-
сеяния.
Из геологических факторов наиболее сильное влияние на эф-
фективность радиометрической съемки оказывают тектоническое
строение, неоднородность и строение поверхностных отложений,
а также мощность наносов. От этого зависят постоянство нор-
мального фона, эманирующая способность пород, ослабление у-
из л учения и эманаций наносами и т. п.
Из геоморфологических особенностей района основное значение
имеет степень обнаженности пород, определяющая возможность
применения методов той или иной глубинности. Развитие гидро-
сети в исследуемом районе, способствуя развитию водных и соле-
вых ореолов, часто благоприятствует применению различных
методов радиометрической съемки. В то же время обильные, осо-
бенно сезонные, воды могут привести и к вымыванию ореолов рас-
сеяния или их значительному смещению, что затрудняет поиски.
Свободный обмен подземных и поверхностных вод часто способ-
ствует также нарушению радиоактивного равновесия в сторону
недостатка радия, что ограничивает возможность применения у-
метода. Высокий уровень зеркала грунтовых вод (выше уровня ко-
ренных пород) затрудняет диффузию радона, снижает эффектив-
ность эманационной съемки. На нее очень сильно влияют также
климатические факторы. Районы многолетнемерзлых пород и
повышенной влажности неблагоприятны для эманационной
съемки.
Выбор комплекса радиометрических методов базируется на рай-
онировании территории по условиям ведения поисково-разведоч-
ных работ. С учетом степени расчленения рельефа, условий эрози-
онного вскрытия пород, вмещающих рудные тела, характера чет-
вертичного покрова, биоклиматической зональности и ряда других
факторов выделяют четыре категории районов (площадей):
1) с хорошей обнаженностью, частично перекрытых элювиально-
делювиальными отложениями мощностью менее 2 м (сюда обычно
относят, например, горные области с сильно пересеченным релье-
фом) ; 2) закрытые делювиальными и смешанными отложениями
мощностью до 5 м (обычно предгорные и горные области с релье-
фом средней сложности); 3) перекрытые рыхлыми отложениями
мощностью до 20—30 м; 4) перекрытые отложениями мощностью
более 20—30 м.
Комплекс методов различен также на разных этапах геолого-
разведочных работ.
186
На этапе региональной геологической съемки поиски урановых
месторождений являются не основной, а попутной задачей (мас-
совые поиски). Основным методом массовых поисков является
пешеходная у-съемка, которую проводят в процессе геологической
съемки повсеместно. Лишь для проверки заслуживающих внима-
ние у-аномалий или рудопроявлений можно в зависимости от ус-
ловий применять в небольшом объеме радиогидрогеологический,
биогеохимический методы, уранометрическую съемку по донным
осадкам, а также в еще меньших объемах — эманационную съемку
и шпуровую у-съемку. Кроме того, обязательно проводят обсле-
дования на радиоактивность коллекций образцов руд, всех карье-
ров, горных выработок, старых и действующих рудников, а также
исследование всех существующих в данном районе скважин у-
методом.
При проведении специализированных поисков урановых место-
рождений в перечисленных выше районах четырех типов более или
менее типичными являются следующие комплексы методов.
В районах категории 1 основным является у-метод. При рабо-
тах в районах со слабовсхолмленным рельефом это может быть
аэрогамма- или автомобильная съемка в комплексе с пешеходной
съемкой, радиогидрогеологические и литогеохимические поиски.
На участках, покрытых делювиальными отложениями (небольшой
мощности), применяют шпуровую у-съемку, реже эманационную.
При детализации аномалий применяют у-профилирование, иссле-
дование обнажений, расчисток и канав: для количественной
оценки радиоактивности — у-опробование; для определения типа
радиоактивности-— у-спектральные измерения.
В районах категории 2 основной является также пешеходная
у-съемка, а на слабообнаженных участках — шпуровая у-съемка
и эманационная съемка, которую не применяют в условиях веч-
ной мерзлоты, заболоченности и сильной обводненности наносов.
Используют также литогеохимические поиски по вторичным орео-
лам рассеяния и биогеохимическую съемку в комплексе с элект-
ро- и магниторазведкой, исследованием картировочных скважин.
На первом этапе исследования может применяться самолетная и
особенно вертолетная съемка. Отбор проб воды, растений, донных
осадков в мелких ручьях и сухих логах проводят также попутно
с пешеходной у-съемкой. Наконец, в подобных районах проходят
значительный объем канав, шпуров, расчисток, которые исследуют
полевыми у-радиометрами, а при обнаружении возможно рудных
зон применяют радиометрическое опробование канав, шурфов, об-
нажений и у-метод в скважине.
В районах категории 3, где встречаются в основном погребен-
ные ореолы рассеяния, связанные с корой выветривания, приме-
няют глубинные у-поиски, литогеохимическую и биогеохимическую
съемки, радиогидрогеологические исследования, каротаж поиско-
во-картировочных скважин.
В районах категории 4 обычен комплекс литогеохимической
съемки по вторичным ореолам, гелиевой съемки, горно-буровых
187
работ, у-каротажа, картировочных и поисково-разведочных сква-
жин. Ввиду большой стоимости поисковые работы на площадях
категории 4 обычно ставят на участках, прилегающих к известным
месторождениям.
В районах категорий 3 и 4 большое значение имеют общие
геофизические методы: электро-, магнито- и сейсморазведка. Эти
методы позволяют выделять глубинные разломы, границы раздела
пород различного типа, а также определять мощность наносов.
Ценную информацию может дать также геохимическая съемка по
элементам — спутникам урана.
На этапе разведки месторождений для оконтуривания с по-
верхности рудных тел и обнаружения новых залежей используют
у- и шпуровую у-съемку, эманационную съемку, а также литогео-
химическую съемку по ореолам. Если из-за отсутствия технических
возможностей для проходки шпуров в коренных породах или коре
выветривания поверхностные исследования для оконтуривания за-
лежей не проводят, то эту задачу решают по исследованиям сква-
жин, поверхностных и подземных выработок. Мощность рудных
тел и содержание в них урана определяют по данным радиомет-
рического опробования горных выработок, у-каротажа скважин,
а также лабораторного радиометрического анализа образцов гор-
ных пород.
Наконец, на стадии разработки месторождений широко исполь-
зуют радиометрические методы опробования стенок горных выра-
боток и отбитой рудной массы. При определении комплекса радио-
метрических методов особое внимание обращают на экономиче-
скую сторону вопроса, поэтому из методов, пригодных для
решения данной задачи, выбирают наиболее экономичные. Стои-
мость и производительность отдельных видов исследований, во-
обще говоря, зависит от многих факторов, однако в первом при-
ближении их можно расположить следующим образом в порядке
возрастания стоимости: 1) аэрогамма-съемка; 2) автогамма-
съемка; 3) пешеходная у-съемка; 4) эманационная и уранометри-
ческая съемки; 5) радиометрические исследования в шпурах и
скважинах.
Для повышения экономической эффективности радиометриче-
ских методов целесообразно использовать их для поисков не
только урана, но и одновременно других полезных ископаемых
(редкие металлы, фосфориты и т. д.).
§ 34. ПРИМЕНЕНИЕ РАДИОМЕТРИЧЕСКИХ МЕТОДОВ
ДЛЯ ИЗУЧЕНИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ РАЙОНА,
ПОИСКОВ И РАЗВЕДКИ НЕРАДИОАКТИВНЫХ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Концентрация U, Th и К в горных породах несет информацию
о типе горных пород,, условиях их образования и последующего
изменения. Для многих полезных ископаемых наблюдаются гене-
тические или парагенетические связи с радиоактивными элемен-
тами, что позволяет по сведениям о радиоактивности пород ре^
188
шать такие геологические задачи, как литологическое расчленение
горных пород, геологическое картирование, прослеживание текто-
нических нарушений, поиски и разведка полезных ископаемых.
Легкость обнаружения радиоактивных элементов в породах
радиометрическими методами даже при концентрациях, сравни-
мых или меньших их кларка, простота, экспресспость и невысокая
стоимость радиометрии по сравнению с другими методами геологи-
ческого исследования обусловливают все большее их применение
для решения разнообразных задач, высокую геологическую и эко-
номическую эффективность.
Литологическое расчленение горных пород методами радиомет-
рии основано на различии их радиоактивности. Особенно важен
у-каротаж в комплексе с другими геофизическими методами, когда
бурение скважин осуществляют без отбора керна или вынос керна
невелик.
В разрезе изверженных пород ГМ позволяет разделять кислые
и основные горные породы. В хемогенно-карбонатной толще ГМ
особенно полезен для выделения ангидритов, чистых галитов (наи-
меньшая радиоактивность), калийных солей (наибольшая радио-
активность). В песчано-глинистом и карбонатном разрезах радио-
активность пород повышается с ростом их глинистости, что делает
ГМ ценным для выделения глин (наивысшая радиоактивность),
чистых (неглинистых) разностей песчаников, известняков (наи-
меньшая радиоактивность) и их глинистых разностей (промежу-
точные значения радиоактивности).
Тесная связь радиоактивности терригенных и карбонатных гор-
ных пород с их глинистостью позволяет использовать ГМ для ко-
личественного определения коэффициента глинистости. В песчано-
глинистом разрезе глинистость, а следовательно, и радиоактив-
ность горных пород связаны с коэффициентами пористости и
проницаемости, что позволяет определять их по данным ГМ.
Диаграммы ГМ широко используют для корреляции разрезов
скважин. Преимуществом ГМ в этом отношении перед другими
методами исследования скважин является независимость показа-
ний от минерализации вод и относительно слабое влияние об-
садки, заполнения скважин и т. д.
Различие радиоактивности пород разных типов, а также по-
вышение радиоактивности пород в зоне тектонических нарушений
обеспечивают широкое использование радиометрии в комплексе
с другими геологическими и геофизическими методами для геоло-
гического картирования. Преимуществом радиометрии при реше-
нии этих задач кроме экспрессности и невысокой стоимости
является возможность картирования под наносами, водными мас-
сивами (дно рек, озер, шельфа). С помощью радиометрии на-
дежно выделяют границы между кислыми, основными и ультра-
основными породами, между гипсами и песчаниками, глинами и
карбонатами и т. д. Повышенная радиоактивность зон тектониче-
ских нарушений обусловлена как гидротермальными изменениями
и подъемом радиоактивных флюидов (в том числе жидких угле-
189
водородов) по трещинам, так и повышенной эманирующей спо-
собностью пород в этой зоне.
В принципе для картирования применимы все методы съемок.
Однако наиболее эффективно использование экспрессных у-мето-
дов и эманационной съемки с большой глубинностью. Для геоло-
гического картирования крупных выходов пород, отличающихся
у-активностью от вмещающих пород (например, интрузий грани-
тов), целесообразно применять аэрогамма-съемку. Иногда грани-
тоиды разного возраста имеют различную активность, что позво-
ляет расчленять их с помощью у-метода. Возможности метода
расширяются, если у-спектральным методом определяют отдельно
содержание U, Th и К.
Для картирования площадей, покрытых водой, используют у-
съемку с помощью радиометров, помещенных в герметичный кор-
пус и буксируемых на кабеле за судном по дну моря, озера.
Частным случаем использования радиометрии для геологиче-
ского картирования является оконтуривание структур в осадочной
толще при поисках нефтяных и газовых месторождений. Как по-
казали работы Ф. А. Алексеева, Р. П. Готтих и др., над многими
известными месторождениями нефти и газа наблюдается пониже-
ние у-активности (в основном ее радиевой составляющей). Это яв-
ление объясняется тем, что в районах с неотектоникой породы
над сводами структур более грубозернистые, чем на крыльях этих
структур, поскольку в момент отложения осадков глубина бас-
сейна на своде была меньше. Построение карт радиоактивности
глубоких отложений по данным у-каротажа позволяет выделять
зоны тектонических нарушений, по которым поднимались радио-
активные воды или жидкие углеводороды. Из-за изменения тер-
мобарических условий уран, растворенный в водах или входящий
в состав металлоорганических соединений, выпадает в осадок и
обеспечивает повышенную активность зон разломов.
Радиометрические методы широко применяют на всех этапах
поисков и разведки месторождений нерадиоактивных полезных ис-
копаемых, генетически и парагенетически связанных с ураном и
торием. Поскольку радиоактивные элементы в виде минералов или
изоморфных примесей присутствуют во всех пегматитах, то, на-
пример, для поисков пегматитовых редкоземельных месторожде-
ний с успехом используют у- и эманационные методы.
Радиометрические методы полезны при поисках осадочных ме-
сторождений ванадия, молибдена, фосфоритов, углей и ряда дру-
гих полезных ископаемых, также нередко отмечаемых повышением
радиоактивности. Эти методы успешно применяют для поисков ти-
тановых россыпных месторождений, в которых всегда присут-
ствуют циркон и монацит, содержащие примеси урана и тория.
Радиометрию применяют при разведке месторождений калийных
солей.
Выбор методов радиометрии при поисках месторождений нера-
дноактивных полезных ископаемых зависит от стадии поисковых
работ и других условий. Обычно экономически наиболее эффек-
190
тивно проведение первичных поисков аэрогамма-съемкой с назем-
ной проверкой аэроаномалий пешеходной у-съемкой, а на участ-
ках, закрытых необводненными наносами, эманационной или, если
она почему-либо неприменима, шпуровой у-съемкой, Наиболее глу-
боко залегающие рудные тела выявляют у-каротажем.
На стадии разведки радиометрические исследования позволяют
определять глубину залегания и мощность рудных тел, а также
оконтуривать оруденение. Во многих случаях (редкие земли, фос-
форит и др.) обнаружены корреляционные связи между радиоак-
тивностью пород и содержанием в них полезного ископаемого. При
этом, а также при разведке калийных солей радиометрическое оп-
робование и у-каротаж дают возможность количественного опреде-
ления содержания полезного ископаемого и подсчета его запасов.
Аналогично используют лабораторные радиометрические методы.
Часто наблюдается более тесная связь содержания полезного ис-
копаемого с какой-либо составляющей радиоактивности, чем с об-
щей радиоактивностью, тогда эффективнее у-спектрометрия.
Контрольные вопросы и задачи
V. 1. Назовите этапы геологоразведочных работ.
V .2. Как подразделяют методы исследования при поисках рудных место-
рождений?
V .3. К какой группе методов относят радиометрические методы и как их
подразделяют?
V .4. Назовите поисково-оценочные признаки уранового оруденения.
V .5. Как подразделяют ореолы рассеяния урана?
V .6. Что называют представительным горизонтом?
V .7. Какие биоклиматические области Вы знаете? Назовите их основные
особенности и главные черты поведения урана в них.
V .8. Какова область применения аэро-, авто-, пешеходного у-методов?
V .9. Назовите основные преимущества и недостатки у-мегодов при поисках
урановых месторождений.
V .LO. Для чего используют спектрометрические модификации у-методов?
Чем пешеходный спектрометрический у-метод (СП-ЗМ) хуже интегрального
(СРП-68) ?
V .11. Какова глубинность основных модификаций полевых радиометриче-
ских и геохимических методов, применяемых при поисках урана?
V .12. Как определяют остаточный фон при аэрогамма-съемке?
V .13. Для чего снимают высотный градиент при аэрогамма-съемке?
V .14. Какое поле при у-съемке считают аномальным?
V .15. Объясните, как влияет степень радиоактивного равновесия U и Ra
на результаты у-методов?
V .16. Какие методы поисков нечувствительны к нарушениям радиоактив-
ного равновесия между U и Ra?
V . 17. Как учитывают нарушение радиоактивного равновесия между U и
Ra в ГМ?
V .18. Какая связь между мощностью пласта h, площадью s под аномалией
диаграммы ГМ, показаниями в пласте бесконечной мощности? Какова связь
между s, h и средней концентрацией урана в породе? Как изменяются эти пра-
вила при переходе от точечных замеров к непрерывным?
V .19. Каковы правила отбивки границ пластов и определения их мощности
по диаграммам ГМ?
V .20. Как влияет скважина на результаты ГМ и как это учитывают?
V .21. Какова цель двукратных измерений (с экраном и без него) при ра-
диометрическом опробовании стенок горных выработок?
V .22, Из каких соображений выбирают энергетические интервалы измере-
ний у-излучения при спектрометрическом анализе уран-ториевых руд?
191
V .23. Рассчитайте активность радона в почвенном воздухе при следующих
условиях; удельная активность Ra в породе 0,3 Бк/г, плотность твердой! фазы
породы 6 = 2,65 г/см3, коэффициенты пористости и эманирования 0,2 и 0,5.
V .24. Активность почвенного воздуха в породах на глубине 20 м Ю3 Бк/л.
Определите содержание Ra в породе, если А’п=^0,2; £эм = 0,5; 5 = 2,65 г/см3.
Предполагая существование равновесия между Ra и U, определите его кон-
центрацию.
V .25. Рассчитайте концентрацию радона и торона на глубине отбора пробы
0,8 м, если мощность неактивных наносов 4 м, а концентрации Ra и Тп в верх-
ней части активного пласта 104 и 103 Бк/л. Коэффициент диффузии газов в на-
носах Р = 0,001 см2/с.
V .26. Расчетом покажите, как изменяется глубинность эманационной съемки
при изменении коэффициента диффузии газов в наносах от 0,001 до 0,005 см2/с.
V .27, Каковы основные преимущества и недостатки эманационной съемки?
Уранометрической съемки?
V .28. Каковы основные преимущества и недостатки радиогидрогеологиче-
ской съемки? Флорометрической съемки?
V .29. Назовите основные области применения эманационной, уранометри-
ческой и флорометрической съемок.
V .30. В чем различие областей применения (назначения) радиометриче-
ского обследования и радиометрического опробования горных выработок?
V .31. При какой мощности пласта необходимо вносить поправку за его
мощность при точечных измерениях в скважине?
V .32. Назовите особенности формы кривых ГМ при точечных измерениях
(£!тя = 0). Как изменяется форма кривых при конечном значении отя?
V .33. Как влияют геоморфологические особенности района работ и клима-
тические факторы на комплекс поисковых методов?
V .34. Какие категории районов (площадей) выделяют по условиям веде-
ния поисково-разведочных работ на уран? Каковы основные различия в комп-
лексе работ па площадях категорий 1 и 4?
V .35. На чем основано использование радиометрических методов для лито-
логического расчленения пород и геологического картирования?
V .36. На чем основано использование эманационной съемки для просле-
живания разрывных нарушений?
V .37. На чем основано применение ГМ для выделения в разрезе скважин
солей и других галогенных пород, фосфоритов, редкоземельных руд?
V .38. В каких случаях данные радиометрии могут быть использованы для
количественных определений полезных ископаемых, перечисленных в п. V.37?
V .39. На чем базируется применение ГМ для определения глинистости
пород?
V .40. Какими методами определяют природу радиометрических аномалий
(урановая, ториевая)?
V .41. В чем сущность методов: свинцового, трекового, эманационного, ра-
диографии по трекам осколков деления?
V .42. Вычислите a-активность насыщенной пробы в эквивалентных едини-
цах равновесного урана, если показания эманометра со сцинтилляционной ка-
мерой составляют 1000 имп/мин, включая фон (200 имп/мин. Показания при
измерениях с насыщенным эталоном равновесного урана (массовая толщина
слоя такая же, как у исследуемой пробы) составляют 3000 имп/мин, а содер-
жание урана — 0,1 %.
V .43. Вычислите содержание Ra (г/г) в образце (эманированием которого
можно пренебречь), если за 10 мин зарегистрировано 2000 имп. От эталона
с содержанием Ra 10"12 г/г зарегистрировано 15 000 имп за 5 мин. Фон —
10 000 имп за 20 мин. Масса образца 100 г, эталона 80 г.
V .44. Определите содержание (г) равновесных U и Th в пробе по следую-
щим результатам измерений интенсивности 0- л у-излучення: показания от ис-
следуемой пробы (за вычетом фона) /р —1590 имп/мин, /7 = 230 имп/мин. По-
казания от эталона № 1 (содержание равновесного U 10_| %, масса 100 г)
/р=8000 имп/мин, /^ — 590 имп/мин; от эталона № 2 (содержание равновес-
ного тория 1,5 • 10“’ %, масса 90 г) /р =2500 имп/мин, /у =380 имп/мин.
Часть вторая
Активные ядерно-геофизические методы
. При геологических исследованиях и поисково-разведочных ра-
ботах, при разработке и переработке минерального сырья важную
роль играет анализ элементного состава горных пород и руд. Наи-
более широко для этого используют химические и спектральные
(оптические) методы. Однако они не в полной мере удовлетворяют
требованиям геологической службы. Ощущается потребность в уде-
шевлении анализов и повышении их оперативности. Химические
анализы довольно точны, но, как правило, трудоемки и недоста-
точно экспрессны. Спектральные методы не всегда обеспечивают
необходимую точность. Все это стимулировало разработку боль-
шого числа других, в том числе ядерно-физических (ядерных),
методов анализа минерального сырья. По виду источников излу-
чения выделяют методы, основанные на облучении горных пород
нейтронами (нейтронные методы), у-квантами (активные у-ме-
тоды) и заряженными частицами.
Ядерно-физический анализ дополняет возможности других ис-
пользуемых на практике методов и часто заменяет более трудо-
емкие и дорогостоящие методы, в частности, химические. Естест-
венно, ядерные методы также имеют некоторые недостатки и ог-
раничения. Для правильного их применения необходимо иметь
представление об их физических основах, преимуществах и недо-
статках. Различные ядерные методы обладают всеми или некото-
рыми из следующих особенностей: а) высокой чувствительностью,
достигающей в некоторых случаях 10~s%; б) экспрессностью
(время анализа для большинства методов измеряется единицами
или первыми десятками минут), что позволяет применять их для
контроля быстротекущих процессов при обогащении и перера-
ботке сырья; в) высокой точностью и относительно малым влия-
нием других элементов; г) возможностью проведения анализа
в условиях естественного залегания пород (в шурфах, обнажениях,
скважинах и т. д.); д) возможностью дистанционного контроля
состава вещества и относительной легкостью автоматизации
анализов.
Ни один из ядерных методов не позволяет определять на-
дежно все химические элементы. Некоторые из них, например фо-
тонейтронный, в настоящее время используют для определения
лишь одного-двух элементов. Однако в совокупности ядерные ме-
тоды позволяют определять в горных породах почти все элементы.
Отметим также, что большая часть методов непосредственно оп-
ределяет в горной породе содержание не химического элемента
вообще, а одного из его изотопов. Однако, поскольку колебания
Заказ № 2717
193
в изотопном составе большинства элементов ниже требуемой точ-
ности анализов, содержание любого изотопа может обычно счи-
таться пропорциональным концентрации соответствующего эле-
мента.
Наконец если часть методов, например активационный и рент-
генорадиометрический, определяет селективно содержание отдель-
ного элемента, то некоторые из них (нейтронный абсорбционный
анализ, плотностной гамма-гамма-метод и др.) могут выявлять
лишь суммарное влияние элементов с аномальными ядерными
свойствами. Содержание отдельных элементов такими методами
определяют лишь в случаях, когда в породе возможно присутст-
вие только одного из этих аномальных элементов или когда
существует связь между их концентрациями.
Еще одно замечание относительно терминологии и сокращен-
ного обозначения методов анализа горных пород в условиях их
естественного залегания (в скважинах). Названия таких методов
обычно состоят из трех частей. Первая часть обозначает вид излу-
чения, которым облучают горную породу, вторая — вид регистри-
руемого излучения, наконец, третьей частью служит слово «метод»
(или в некоторой литературе «каротаж»). Например, нейтронный
гамма-метод (сокращенно НГМ или НГК) обозначает метод, ос-
нованный на облучении горных пород нейтронами и регистрации
у-излучения радиационного захвата нейтронов.
Глава VI
НЕЙТРОННЫЕ МЕТОДЫ
§35. ИСТОЧНИКИ НЕЙТРОНОВ.
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ НЕЙТРОНОВ С ГОРНЫМИ ПОРОДАМИ
Источники нейтронов. В качестве основных в ядерной геофи-
зике используют источники нейтронов радиоизотопные (ампуль-
ные), генераторы нейтронов на базе ускорителей заряженных
частиц, ядерные реакторы и размножители нейтронов.
Радиоизотопные (ампульные) источники нейтронов чаще всего
представляют собой смесь пли сплав а-излучателя с бериллием
или бором. При их бомбардировке «-частицами происходит реак-
ция (а, /г), например, 9Ве (a, n)i2C; ИВ (а, n)14N. Спектр нейтро-
нов этих реакций сплошной в первую очередь за счет потери ча-
сти энергии а-частиц на ионизацию в веществе самого источника.
В качестве а-излучателя чаще всего применяют 210Ро или 2здРи.
Достоинством первого является практически полное отсутствие у-
излучения [не считая у-квантов, сопровождающих часть реакций
(а, а)]. Недостаток — слишком малый период полураспада. До-
стоинство 23ЭРи — большой период полураспада, недостаток —
большая масса на единицу активности, обусловливающая не-
сколько больший размер и большую стоимость источников по
194
Таблица 15. Характеристика некоторых ампульных источников нейтронов
Источ ник Ядерная реакция Энергия нейтро- нов, МэВ Выход нейтронов в 1 с на 1 МБк Период полурас- пада Фон ^-излу- чения на 10е нейтронов в 1 с на расстоянии I м, пА/кг
адэРн -р Be eBe (а, rt) До 10,8 55 24 360 лет 120
аззрц ф зе 9Ве (а, п) До 11,0 80 86,4 года —
а10Ро - - Be То же До 10,9 50—65 138,4 дня 3
327Ас Д- Be » До 12,7 500—700 21,7 года 600
2iopo -р Be ИВ (а, п) До 5-6 22 138,4 дня —
252Cf Спонтанное До 7—8 3- 10э 2,2 года —
деление на 1 мг
12JSb -Р Be 9Ве (т, п) 0,024 5,5 53,7 для —
34Na 4- Be То же 0,83 4 15 ч —
сравнению с источниками на базе 210Ро. Источники с бором дают
более мягкий спектр нейтронов, чем источники с бериллием
(табл. 15).
Конструктивно Ро-Ве и Ро-В источники представляют собой
герметичные двойные ампулы из нержавеющей стали или хро-
мированной латуни, внутри которых расположена стеклянная ам-
пула с порошком карбида бериллия (керамическая таблетка) или
карбида бора с осажденным на нем 2,0Ро. Источник Pu-Ве пред-
ставляет собой двойную ампулу, заполненную сплавом Pu-Ве. Раз-
мер источника от 3X3 до 46x46 мм в зависимости от мощности.
Интенсивность (мощность) Pu-Ве источников 104—5 ИО7,
а Ро-Ве— 106—4 - 108 с-1.
Вторым типом ампульных источников являются источники из
спонтанно делящегося материала, в первую очередь из 252Cf, име-
ющие высокую мощность на единицу массы [3 - 109 (с-мг)^1]
с наиболее вероятной энергией нейтрона 1,3 МэВ. Наконец, огра-
ниченное применение (в основном при градуировании приборов)
имеют фотонейтронные источники, чаще всего 124Sb-pBe. Их недо-
статок— большой фон у-излучения.
Генераторы нейтронов представляют собой чаще всего линей-
ные ускорители дейтонов с ускоряющим напряжением 105 В.
Нейтроны возникают при бомбардировке дейтонами (d или 2Н)
мишеней, содержащих дейтерий, тритий или бериллий. Наиболь-
ший выход нейтронов (с энергией 14 МэВ) дает реакция
3Т (с/, п)<Не.
Основными частями генератора нейтронов являются источник
ионов, ускорительная трубка, мишень, вакуумная система, источ-
ник высокого напряжения. В скважинных и многих лабораторных
генераторах используют так называемые отпаянные трубки, не
требующие специальной вакуумной системы. Они содержат источ-
ник ионов, ускорительный промежуток и мишень, а также храни-
лище дейтерия. Пример такой трубки, используемой в серийном
7* 195
Рис. 54. Отпаянная нейтронная трубка
для скважинного генератора нейтро-
нов
скважинном генераторе ИГН-4, приведен на рис. 54. Она пред-
ставляет собой стеклянный баллон 1, заполненный дейтерием под
давлением 0,02—0,05 Па. Внутри трубки расположены высоко-
вольтный электрод 2 с титановой мишенью 5, насыщенной при-
мерно до 4- Ю10 Бк 3Н. Электроны, эмиссируемые катодом 4 ион-
ного источника, ускоряются разностью потенциалов в несколько
сотен вольт, приложенной между катодом и анодом ионного ис-
точника 5, и ионизируют дейтерий в трубке. Для удлинения пути
электронов и усиления их ионизирующего действия на трубку на-
дета катушка 6, создающая продольное магнитное поле. Это поле
совместно с электрическим заставляет электрон двигаться по спи-
рали. Образовавшиеся ионы дейтерия притягиваются мишенью,
находящейся под высоким (около 105 В) отрицательным напря-
жением. При бомбардировке ими ядер 3Т, сорбированного в ми-
шени, образуются нейтроны. Подавая импульсное напряжение на
анод 5 ионного источника, получают импульсные потоки нейтро-
нов. Расход дейтерия компенсируется за счет его выделения из
хранилища 7 при подаче на него электрического тока.
Для скважинных генераторов разработана серия нейтронных
трубок (НТ-10, НТ-16, НТ-21 и др.) с выходом нейтронов 108—
Ю9 с-1, а для лабораторных генераторов (НТ-8, НТ-22) с выхо^
дом 10s—1,5- 109 с-1. Кроме того, выпускают более сложные ге
нераторы с вакуумной системой и с выходом нейтронов до
2-10n с-1.
Наиболее мощными источниками нейтронов являются ядерные
реакторы с самоподдерживающейся реакцией деления урана или
плутония. Поток нейтронов в их каналах облучения достигает
Ю9—1011 (см2-с)"1 для быстрых и 1012—1014 (см2-с)-1 для мед
ленных нейтронов. Специально для активационного анализа ве
щества разработан реактор ИИН-3 с тепловой мощностью 10 кВт
и потоком тепловых нейтронов до 1012 (см2-с)_].
Для анализа вещества разработаны также подкритические ре-
акторы, называемые размножителями нейтронов. Коэффициент
критичности таких установок меньше единицы, и поддержание са-
мопроизвольной реакции деления в них невозможно. Однако при
помещении в их активную зону ампульного источника (или гене-
ратора) нейтронов происходит реакция деления и поток нейтро-
нов оказывается на несколько порядков выше, чем от самого
ампульного источника. Размножители нейтронов достаточно ком-
пактны для установки их на автомобиле и использования в поле-
вых условиях. В них чаще всего применяют твердогомогенные ак-
196
тнвные зоны, представляющие собой полиэтиленовый блок, в ко-
тором диспергирован оксид урана. В одной из таких установок
(СО-1) плотность потока нейтронов в центре активной зоны (при
использовании Ро-Ве источника 6-10й Бк) достигает
2,5* 107 (см2-с)-1 для быстрых и 7 - 107 (см2-с)~1 для тепловых
нейтронов.
Взаимодействие нейтронов с веществом. Не имея электриче-
ского заряда, нейтроны не испытывают действия электрического
заряда электронов и ядер и обладают большой проникающей спо-
собностью. Вызывая разнообразные ядерные реакции, они явля-
ются ценным инструментом изучения ядерного (изотопного) а сле-
довательно, и химического состава горных пород. В зависимости
от энергии £„ нейтроны подразделяют на тепловые (FH<1 эВ),
промежуточные (1 эВ<ЕГ1<0,1 МэВ) и быстрые (£’и>0,1 МэВ).
Кроме того, нейтроны с энергией от 1 эВ до 1 кэВ часто назы-
вают резонансными, а группу нейтронов в несколько неопределен-
ц ном интервале энергий и непосредственно примыкающем к обла-
сти тепловых нейтронов (примерно от 0,3—0,5 до нескольких со-
тен электрон-вольт) надтепловыми нейтронами.
Реакции с участием нейтронов подразделяют па поглощение и
рассеяние. Последнее может быть упругим и неупругим. Упругое
рассеяние аналогично столкновению двух идеально упругих ша-
ров: сумма кинетических энергий нейтрона и ядра — мишени до и
после соударения одинакова. Сечение упругого рассеяния ор для
большинства ядер в тепловой и промежуточной областях почти
постоянно, а в быстрой области испытывает значительные коле-
бания в зависимости от энергии. Исключением является водород,
имеющий наибольшее сечение упругого рассеяния среди основ-
ных породообразующих элементов (рис. 55).
Потеря энергии нейтронов при упругом соударении зависит от
массы ядра Л! и угла рассеяния нейтрона. Значения энергии нейт-
рона до £0 и после соударения Е с покоящимся ядром связаны
соотношением
Е - Eq (М3 + 2Л4 cos ф + 1)/(Л4 + I)2,
где 4? — угол рассеяния нейтрона в системе центра масс. Отсюда
минимальное значение Е при лобовом соударении (лр = зт)
Emiп = где а = (Л4 — 1)2/(М + I)3,
а потери энергии Д£ = Е0—£ты = (1—а)Н0.
В теории более удобна и употребительна средняя логарифми-
ческая потеря энергии на одно соударение, так называемый па-
раметр замедления (при изотропном рассеянии в системе центра
масс)
В = 1п Ео—In Е = 1 3-а 1пос/(1—а).
Для М>9 формула упрощается: g=2/(M + 2/3).
197
0,1 L-J_____L,___________-L_____L_ L_
10~^ 1 10£ 10* 106E,Vhb
f ___। i । iiinl_j । । im.l__i । . । .11 il i .hi
0,01 0/ / 10 L, зб
Puc. 55. Зависимость сечения рас-
сеяния нейтронов Стр на ядрах водо-
рода (й), серы (б), полного сечения
для углерода (в) и кислорода (г),
сечения захвата нейтронов о3 для
индия и кадмия (б) от энергии ней-
трона
Поскольку £ не зависит от энергии нейтрона, среднее значе-
ние логарифма энергии после / соударений и среднее число соуда-
рений, необходимых для замедления от энергии Ео до энергии Е,
соответственно
In Е, = ln£0 — /£, j = (1/£) In (Ео/Е).
Из изложенного выше следует, что наибольшая потеря энер-
гии нейтрона наблюдается при соударении с ядром, имеющим
массу Л4=1, т. е. с ядром водорода. При лобовом соударений
нейтрона с водородом возможна полная потеря его энергии. В то
же время соответствующие значения для кислорода и кремния со-
ставляют всего 11 и 6 % (£~0,120 и £ = 0,0715). Благодаря высо-
кому сечению рассеяния и большой потери энергии нейтрона при
соударении с водородом он является аномальным замедлителем
нейтронов.
198
При неупругом рассеянии нейтронов энергия расходуется не
только на создание кинетической энергии ядра — отдачи, но также
на его возбуждение, т. е. увеличение его внутренней энергии.
Энергия возбуждения ядра в последующем высвобождается
в виде у-квантов. Их спектр характерен для данного элемента и
используется дл;1 его определения (метод y-излучения неупругого
рассеяния нейтронов, см. § 37, 38). Неупругое рассеяние—порого-
вая реакция. Энергия порога £Пор, незначительно превышающая
энергию £yPi первого возбужденного уровня ядра, уменьшается
с ростом массового числа М (от нескольких мегаэлектрон-вольт
для легких ядер по п> 102 кэВ для тяжелых). Поэтому неупругое
рассеяние происходит только с быстрыми нейтронами и преиму-
щественно на тяжелых ядрах. Сечение неупругого рассеяния ста-
новится отличным от нуля при £>£Пор и при энергии 10—15 МэВ
достигает максимального значения, составляющего для различных
элементов /г - 10-29—п - 10-28 м2.
Поглощение нейтронов сопровождается испусканием протона
р, а-частицы, двух-трех нейтронов или у-квантов, т. е. происходит
в реакциях (п, р), (п, а), (л, 2л), (л, у) и т. и., а также в ре-
акции деления (л, /). Некоторые из этих реакций, например ре-
акция (л, у), деление 235U, реакции (п, р) на 3Не и некоторых
других изотопах, а также реакции (л, а) на изотопах 10В и ]0Li
идут при любых (но преимущественно при малых) значениях энер-
гии нейтрона. Сечение этих реакций в тепловой области убывает
обычно обратно пропорционально скорости нейтрона (по закону
1/и). В таблицах сечений для тепловых нейтронов, как правило,
приводят значения сечений поглощения для средней энергии теп-
лового движения атомов при нормальной температуре (£т =
= 0,025 эВ). Сечение поглощения (захвата) о3 тяжелых элемен-
тов в промежуточной области имеет обычно резонансный харак-
тер (см. рис. 55,5). Остальные реакции поглощения, т. е. реак-
ции (л, р) и (л, а) для большинства элементов, реакции (л, 2л)
и другие, являются пороговыми и происходят, как правило, при
Е>2—5 МэВ. Зависимость сечения поглощения этих реакций от
энергии в общих чертах такая же, как и при неупругом рас-
сеянии.
При поглощении нейтрона образуются изотопы, отличные от
изотопа-мишени. Многие из них оказываются радиоактивными.
Изучая искусственную радиоактивность, можно определить со-
держание в породе тех или иных элементов (метод наведенной
активности, см. § 39). Спектр у-квантов, образующихся по реак-
ции (л, у), различен для разных элементов (рис. 56). Это разли-
чие также может быть использовано для определения элементного
состава горных пород (спектральная модификация нейтронного
у-метода, см. § 36).
Нейтроны, испущенные источником и попавшие в горную по-
роду, относительно быстро (за 10-4—10~5 с) замедляются в ре-
зультате упругих и частично неупругих соударений. Поэтому боль-
шая часть нейтронов избегает поглощения в области высокой
199
«Sr
энергии и захватывается ядрами по реакции радиационного за-
хвата (п, у), уже имея очень малую энергию (около 0,025 эВ),
Благодаря этому образуются у-кванты, а в породах, богатых бо-
ром и литием, также и а-частицы. Распределение нейтронов
в среде, т. е. плотность нейтронов на различных расстояниях от
источника, кроме начальной энергии нейтронов и интенсивности
источника определяется также нейтронными свойствами среды,
главным образом массой ядер и сочетанием разных процессов при
различных значениях энергии.
С целью упрощения теории и уменьшения числа величин, ха-
рактеризующих распределение нейтронов, вводят относительно не-
большое число комплексных параметров, называемых нейтрон-
ными параметрами среды. Для нас важны следующие пара-
метры.
1, Замедляющая способность среды, равная произведению мак-
роскопического сечения рассеяния на параметр замедления
Чем больше замедляющая способность x = тем быстрее про-
исходит замедление нейтронов.
200
2. Длина замедления нейтронов
L3 = V г2/6 ,
где г2 — среднее значение квадрата расстояния между источником
быстрых нейтронов и точкой замедления до тепловой энергии. Ве-
личину d = принято называть возрастом нейтронов. В курсах
нейтронной физики для 0 дается формула
0 ^/3 4- 0Ф 4 Хп/3,
(59
где
X (Е) %р(g) dE
3 J (I — cos О) £ (Е) Е
(59а)
так называемый возраст по Ферми; 2—1/2; ХР=1/2Р; 2(£),
2Р(£) — полное сечение и сечение рассеяния при энергии нейтро-
нов Е соответственно; Хо = 2(£0) — средняя длина первого пробега
нейтронов; 2П— средняя длина пробега в тепловой области энер-
гии £т; cos 0 — средний косинус рассеяния нейтронов в лаборатор-
ной системе координат.
3. Коэффициент диффузии тепловых нейтронов вводят анало-
гично коэффициенту диффузии молекул в газе:
D = ХрУ/3 = о/(32р),
(60)
где 2Р—-сечение рассеяния тепловых нейтронов; v — скорость
движения тепловых нейтронов (и = 2200 м/с при температуре
20 °C).
4. Среднее время жизни тепловых нейтронов в среде
т = Д/и = 1/(у23),
(61)
где —сечение поглощения тепловых нейтронов; 1/2з—
путь нейтрона (по ломаной) от точки замедления до точки погло-
щения.
5. Длина диффузии £д (аналогично длине замедления) харак-
теризует среднее квадратическое расстояние, проходимое нейтро-
ном от точки замедления до точки поглощения. Доказано, что
Ьд = д/От = l/V3SpS3.
(62)
6. Длина миграции Ln характеризует среднее квадратическое
расстояние от источника до точки поглощения тепловых нейтронов.
(63)
7. Общая длина миграции нейтрона и у-квантов радиацион-
ного захвата
(64)
201
5
Рис. 57. Нейтронные и у-лучевые характеристики горных пород:
а — зависимость длины замедления L3 нейтронов для различных источников в водона-
сыщенных кварцевых песчаниках (1), известняках (2), доломитах (.3) и ангидритах (4)
от коэффициента пористости (по Ю. А. Гулину, Ф. X. Еникеевой и др-); б, в — за-
висимости нейпронно-поглощающей активности пород Лп=1/тт и длины диффузии теп-
ловых нейтронов 1Д от коэффициента пористости для известняков различной нефтена-
сыщенности при минерализации пластовых вод Ср=Ю0 г/л (1) и Ср=200 г/л (2), шифр
кривых —й|(: г — зависимость длины переноса у-квантов радиационного захвата ней-
тронов в песчаниках (I). известняках (2i и доломитах (3) от коэффициента пористо-
сти &п; минерализация воды: Г — 0, 7/ — 200 г’л
Здесь длина переноса у-квантов радиационного захвата Lv при-
ближенно может быть принята (в см)
----«21/6,
"V3 Цэф
(65)
где б— плотность породы, г/см3.
На рис. 57 приведена зависимость некоторых нейтронных па-
раметров горных пород от их свойств. Значения Sp, L3 и
определяются преимущественно водородсодержанпем горных по-
род. Значение т зависит от присутствия в породе элементов с вы-
соким сечением поглощения тепловых нейтронов. В большинстве
осадочных пород таким элементом является хлор, содержащийся
в пластовых водах. Значение Lv определяется в основном плот-
ностью горных пород и лишь для очень мягких у-квантов зависит
также от среднего атомного номера среды.
8. Среднее время жизни у-квантов радиационного захвата при-
ближенно (в нс)
Ту 1,4/6
202
(66)
Пространственное распределение нейтронов в однородной среде
Закон ослабления параллельного пучка частиц, рассмотренный
в § 5, описывает лишь интенсивность первичного (нерассеянного)
излучения. Строгое описание распределения рассеянного излуче-
ния в среде дает сложное интегрально-дифференциальное уравне-
ние Больцмана, точное решение которого получено лишь для
небольшого числа частных случаев. В связи с этим пространст-
венно-энергетическое распределение излучения изучают экспери-
ментально или с применением более простых приближенных ме-
тодов, в частности уравнений, к которым сводится уравнение
Больцмана при введении тех или иных упрощающих предположе-
ний. Ограничимся рассмотрением полуэмпирической формулы, ка-
чественно правильно описывающей распределение надтепловых и
тепловых нейтронов, а также у-излучения радиационного захвата
нейтронов. Плотность потока Фг любого из этих видов излучения
(( = нт, т, у) приближенно описывается формулой
ф Qvt- (1 — т|) XjVi е (67)
где Q — интенсивность (мощность) источника быстрых нейтронов,
с“ь, Vi — коэффициент размножения, равный для числу у-кван-
тов, образующихся при поглощении одного нейтрона (для нейтро-
нов VnT = vT —1); тт, tv— среднее время жизни нейтронов и у
квантов, определяемое по формулам (61) и (66) соответственно;
от, Оу=с = 3*108 м/с — скорость движения тепловых нейтронов
и у-квантов; для надтепловых нейтронов Тнт¥'пт=хг"1 = 1/(£Sp) ; Ь —
длина миграции соответствующего излучения, равная для над-
Рис. 58. Зависимость плотности надтепловых Фнт (п) и тепловых Фт нейтронов
от расстояния до Ро-Ве источника:
/— среда с пресной водой; // — среда с соленой водой (200 г/л NaCi). Шифр кривых —
влажность среды. %
203
тепловых нейтронов, Ln для тепловых и Lny для у-нзлучения ра-
диационного захвата; ц — вероятность поглощения нейтрона в про-
цессе замедления (обычно не превышает 0,2—0,3).
Анализ формулы (67) показывает, что распределение надтеп-
ловых нейтронов определяется замедляющей способностью х и
особенно длиной замедления L:i. С учетом того, что оба параметра
почти полностью определяются водородсодержанием среды, на
рис. 58, а приведена зависимость Ф,1Т (г) для сред с различной объ-
емной влажностью да. Этот рисунок показывает, что с ростом да
значение Фпт при больших г уменьшается, а при малых г, наобо-
рот, увеличивается. Аналогична зависимость от влажности и для
тепловых нейтронов (рис. 58, б), однако при этом на значение
Фт кроме влажности влияет среднее время жизни нейтронов.
С уменьшением т (см. рис. 58, б, кривые /7) поток тепловых ней-
тронов во всем пространстве уменьшается.
§36. СТАЦИОНАРНЫЕ НЕЙТРОННЫЕ МЕТОДЫ
ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН
Стационарные нейтронные методы (СНМ) исследования сква-
жин основаны па облучении горных пород быстрыми нейтронами
от стационарного источника и регистрации тепловых и надтепло-
вых нейтронов или у-квантов радиационного захвата нейтронов
(ГИРЗ). Соответствующие модификации методов называют ней-
трон-нейтронными методами по тепловым (ННМ-Т) и надтепло-
вым нейтронам (ННМ.-НТ), нейтронным у-методом (НГМ). Ста-
ционарные нейтронные методы используют зонды, содержащие
внутри герметичного кожуха 1 источник нейтронов 2 и детектор 3
для регистрации нейтронов (НИМ) или у-квантов (НГМ), разме-
щенные на некотором расстоянии г от источника (чаще всего 40—
60 см), называемом длиной зонда (рис. 59). Чтобы уменьшить
влияние прямого излучения источника, между ним и детектором
помещают фильтр 4 из материала, хорошо рассеивающего нейт-
роны и у-кванты. Зонд, содержащий, кроме того, усилительно-фор-
мирующие каскады 5, подобные аналогичным блокам радиомет-
ров, рассмотренных в § 10, спускают в скважину на геофизиче-
ском (каротажном) кабеле 6.
Зависимость показаний любого из трех СНМ от нейтронных
характеристик горных пород приближенно описывается формулой
(67). Ее анализ показывает, что наибольшее влияние на резуль-
таты СНМ обычно оказывает длина миграции L,-, зависящая
в основном от водородсодержания пород (см. рис. 57, а, 58).
Влияние остальных элементов па показания СНМ обусловлено их
воздействием на параметры тт (при ННМ-Т) или vv (при НГМ)
и в отличие от влияния водорода слабо зависит от длины зонда.
В связи с этим подходы к определению содержания водорода,
с одной стороны, и элементов с аномальными значениями сечения
поглощения нейтронов или излучающей способности (vT) — с дру.
204
Рис. 59. Схемы зондов для изучения по-
род в условиях их естественного залега-
ния нейтрон-нейтронным методом:
а — скважинный прибор; б, в — забиваемые
в грунт обычный в вилочный зонды для ис-
следования рыхлых грунтов на поверхности
земли; г — приставной зонд для исследования
плоских поверхностей; / — корпус; 2 — источ-
ник нейтронов; 3 — детектор нейтронов; 4 —
фильтр; 5 — усилительно-формирующий каскад
и блок питания счетчиков; 6 — кабель; 7 — От-
ражатель нейтронов (парафин или пластмасса)
гой, существенно различаются. Поэтому рассмотрим их отдельно.
Определение водородсодержания горных пород. Водород в гор-
ных породах входит в состав воды, нефти и газа, заполняющих
лоры, и частично в кристаллическую решетку гипса, глинистых
и некоторых других минералов. В относительно чистых (неглини-
стых и незагипсованных) разностях песчаников и карбонатов
практически весь водород находится в составе флюида, насыща-
ющего поры, а показания СНМ позволяют определять коэффици-
ент пористости водоносных и нефтеносных пород.
Как следует из формулы (67) и рис. 58, в условиях, близких
к однородной среде, с увеличением ее водородсодержания плот-
ность как надтепловых, так и тепловых нейтронов на малых рас-
стояниях от источника (в доинверсиошюй области) растет, а на
больших расстояниях (в заинверснонной области) уменьшается.
Преимуществом измерений в доинтервальной области является вы-
сокая плотность нейтронов, а следовательно, возможность обеспе-
чить удовлетворительную скорость счета при использовании ис-
точников умеренной активности (104 нейтр/с). Поэтому в условиях,
близких к однородной среде, например, при инженерно-геологиче-
ских исследованиях влажности грунтов в скважинах малого диа-
метра или зондами, забивающимися в грунт (см. § 37), исполь-
зуют малые зонды (от нуля до 5—10 см).
При исследованиях скважин большого диаметра инверсия кри-
вых отсутствует или доинверсионная область бывает выражена
слабо и не обеспечивает достаточную дифференциацию показа-
ний против пластов различной влажности (рис. 60). В таких слу-
чаях для определения водородсодержания применяют заинверси-
онную область, т. е. большие зонды (от 30—-35 до 40—50 см для
205
Рис. 60. Распределение тепловых нейтро-
нов по осн скважины (rfc = 20 см):
1 — нефтеносный пласт; 2 — пласт, насыщенный
соленой водой; шифр кривых — «п
Рис. 61. Схематические диаграммы ядерных
методов в разрезе осадочных горных пород;
1— каменная соль; 2 — калийная соль: 3 — глина;
4— размытый глинистый пласт с глубокой ка-
верной; 5— гипс; 6— ангидрит; 7 — плотный из-
вестняк; S — пористый известняк; 9 — газоносный
песчаник (песок); 10 — нефтеносный песчаник;
11 — водоносный песчаник; 12 — метаморфизован-
ные породы
НИМ и 60—70 см для НГМ). Для таких зондов показания СНМ
растут с уменьшением водородсодержания породы. Наибольшее
количество водорода обычно характерно для глин, аргиллитов и
мергелей: они имеют большую пористость, а также содержат зна-
чительное количество химически связанной воды в составе глини-
стых минералов. Наконец, в этих породах часто образуются ка-
верны (т. е. возрастает диаметр скважины), что также увеличи-
206
вает среднее количество водорода вблизи зонда ННМ. Эти по-
роды, а также гипс, содержащий много связанной воды, отмеча-
ются на кривых СНМ минимальными показаниями (рис. 61).
Плотные малопористые известняки, ангидриты, неразмытые соли,
магматические, метаморфические и другие породы, содержащие
мало водорода, отмечаются самыми высокими показаниями на
кривых СНМ.
Промежуточными показаниями отмечаются породы умеренной
пористости: пористые известняки и доломиты, песчаники и др.
При прочих равных условиях, чем выше пористость пласта, тем
ниже показания метода. Это позволяет по данным ННМ-НТ оп-
ределять коэффициент пористости пласта. Количество водорода
в нефти и воде примерно одинаковое, поэтому нефтенасыщенные
породы при равной пористости отмечаются такими же показани-
ями, что и водоносные, насыщенные пресной водой. Как уже ука-
зывалось, газоносные пласты, за исключением пластов с весьма
высокими пластовыми давлениями, содержат при равной пори-
стости меньше водорода в единице объема породы, чем нефтенос-
ные и водоносные. Поэтому они отмечаются более высокими
показаниями, если отсутствует зона проникновения фильтрата про-
мывочной жидкости в пласт (например, в обсаженных неперфо-
рированных скважинах) или радиус этой зоны меньше радиуса
зоны исследования метода (примерно 30 см). Однако в необса-
женных скважинах, имеющих чаще всего значительную по разме-
рам зону проникновения фильтрата, где газ почти полностью вы-
тесняется фильтратом промывочной жидкости, показания против
газоносных пластов практически не отличаются от показаний про-
тив водоносных и нефтеносных пород той же пористости.
На показания ННМ.-Т кроме водородсодержания горных пород
заметно влияет также среднее время жизни тепловых нейтронов
в пласте (а также в скважине), а на показания НГМ — сред-
нее число у-квантов радиационного захвата, образующегося при
поглощении одного нейтрона (vv) в пласте и скважине. Значе-
ния тт в горных породах при одинаковом их водородсодержании
зависят от присутствия аномальных поглотителей нейтронов: же-
леза, калия, хлоридных солей, бора и редких земель в твердой
фазе пород, растворимых хлоридов в пластовой воде и промы-
вочной жидкости. Чем больше содержания подобных элементов,
тем ниже тт и показания HHAVT. Значения vv в породе и про-
мывочной жидкости могут колебаться в основном из-за присутст-
вия некоторых из перечисленных элементов, а именно тех, кото-
рые кроме повышенного сечения поглощения имеют существенно
повышенные или пониженные значения ту (относительно среднего
его значения для основных породообразующих элементов). Типич-
ным элементом с низким vv является бор, с высоким т?—хлор.
В типичных осадочных породах, а также в промывочных
жидкостях как тт, так и vv определяются обычно хлорсодержа-
нием. Увеличение хлорсодержания пород уменьшает гт и соот-
ветственно показания ННМ-Т, увеличивает ту и показания НГМ.
207
В частности, водоносные пласты, насыщенные высокоминерализо-
ванной пластовой водой, отмечаются меньшими показаниями
ННМ-Т и большими показаниями НГМ, чем нефтеносные пласты
той же пористости. Хотя этот эффект невелик (обычно до 15—
20%), но в благоприятных условиях (высокая минерализация
пластовых вод и малые изменения пористости) его можно исполь-
зовать для определения положения водонефтяного контакта в об-
саженных скважинах. Чтобы исключить влияние хлора при опреде-
лении водородсодержания горной породы, применяют ННМ с ре-
гистрацией надтепловых нейтронов (ННМ-НТ). Недостаток
ННМ-НТ — эффективность существующих счетчиков для надтеп-
ловых нейтронов в несколько раз ниже, чем для тепловых нейт-
ронов. В то же время в песчано-глинистом и карбонатном разре-
зах колебания сечения поглощения нейтронов невелики, а влияние
хлорсодержания на плотность тепловых нейтронов и у-квантов ра-
диационного захвата может быть учтено. Поэтому в этих условиях
для определения водородсодержания чаще всего применяют ННМ
с регистрацией тепловых нейтронов (ННМ-Т), а также НГМ. При
этом влияние хлорсодержания пород и промывочной жидкости
учитывают введением соответствующей поправки.
Определение элементов — аномальных поглотителей тепловых
нейтронов чаще всего осуществляют по данным ННМ-Т. Как видно
из формулы (67) и рис. 57,6, влияние т на показания ННМ-Т
примерно одинаково при всех размерах зонда, тогда как влияние
водородсодержания минимально в области инверсионных зондов.
Поэтому при исследовании пород и руд с переменным содержа-
нием водорода уменьшения его влияния на показания ННМ-Т до-
биваются использованием инверсионных зондов. Наиболее точно
влияние влажности учитывают по данным дополнительных иссле-
дований ННМ-НТ. Влияние па показания НГМ оказывают лишь
элементы с аномальными значениями vv, среди них особое место
занимает бор, обладающий очень низким, почти нулевым vv и
поэтому отмечающийся низкими показаниями на диаграммах не
только ННМ-Т, но и НГМ.
На рис. 62,а приведен пример выделения марганцевых руд
с высоким сечением поглощения нейтронов по данным ННМ-Т,
а на рис. 62,5—борных руд (с высоким сечением поглощения и
низким vY) по данным НГМ (длина зонда для левой .кривой
50 см, правой— 15 см).
Определение элементного состава горных пород по данным спе-
ктрометрической модификации НГМ. Рассмотренные выше моди-
фикации СНМ относятся к числу неселективных методов: их пока-
зания определяются совокупным влиянием элементов горной
породы, хотя и часто существенно различным для разных элемен-
тов. Только при значительном преобладании влияния одного из
этих элементов соответствующий метод позволяет определять его
содержание. Спектрометрическая модификация НГМ (НГМ-С), ос-
нованная в отличие от обычного (интервального) НГМ на реги-
страции интенсивности у-квантов в отдельных энергетических ин-
208
Рис. 62. Пример выделения в разрезе скважин марганцевых (а) и борсодер-
жащих (б) пластов (по И. И. Фельдману):
1—гипсы; 2 — глины; 3— каменная соль; 4 — б-ороносныс участки; 5—аркозовые песча-
ники; б — конгломерат; 7 марганцевые руды
тервалах, позволяет определять содержание всех или почти всех
элементов горной породы.
Поскольку спектр излучения радиационного захвата нейтронов
ядрами разных элементов различен, имеется принципиальная
возможность по данным спектроскопии этого излучения судить
о содержании в породе тех или иных элементов. Однако из-за не-
достаточной разрешающей способности спектрометров на аппара-
турных спектрах НГМ-С удается выделять лишь наиболее интен-
сивные линии в жесткой области спектра. В области менее ЗМэВ,
где большой вклад вносит рассеянное у-излучение, выделить от-
дельные линии обычно не удается. В связи с этим НГМ-С в на-
стоящее время в основном используют для определения элементов
с жестким у-излучением при относительно высоком их вкладе
в макроскопическое сечение поглощения породы, т. е. при высо-
ком значении произведения микроскопического сечения на кон-
центрацию элемента. Хотя выделение отдельных линий при
<3 МэВ затруднено, но общий характер спектра у-излучения ра-
диационного захвата для различных типов горных пород и руд
может существенно различаться и допускать их разделение путем
регистрации у-излучения в относительно широких областях энер-
гии (рис. 63, табл. 16).
Например, спектр железной руды по сравнению со спектрами
для известняка и песчаника обогащен излучением с энергией бо-
лее 6 МэВ. В спектре известняка относительно высокий процент
составляет излучение 5—6 МэВ, в спектре никелевой руды — 6—
9 МэВ.
209
Рис. 63. Спектры у-излучения радиационного захвата нейтронов:
а —в железной руде (1), известняке (2), кварцевом песчанике (3); б —в железе, меди
и никеле; в — в натрии, сере, кальцип и кремнии
Теоретический анализ показывает, что в наибольшей степени
абсолютные показания НГМ, в том числе НГМ-С, зависят от плот-
ности нейтронов вблизи детектора, а следовательно (как и при
ННМ), водородсодержания среды. Влияют также плотность гор-
ных пород, длина и конструкция зонда, диаметр скважины и ее
заполнение, однако влияние этих факторов в различных частях
спектра при Ev>3 МэВ примерно одинаково. Иначе говоря,
форма спектра, т. е. спектральное отношение k --
при любых значениях Eit Ej>3 МэВ, почти не зависит от пере-
численных факторов. Поэтому такие спектральные отношения ши-
роко применяют при НГМ-С. Оптимальные значения энергетиче-
ских интервалов Ei и Е2, отношение интенсивности в которых ре-
гистрируют при изучении некоторых руд, приведены в табл. 16.
К настоящему времени НГМ-С опробован и применяется
в промышленности для выделения и количественной оценки со-
держания серы, ртути, железных, хромитовых, никелевых и неко-
Таблица 16. Некоторые полезные ископаемые, выделяемые НГМ-С, к режимы
измерений их излучений (по К. И. Якубсону if Е. Эйфе)
Руда Вмещающая порода Энергетический интервал, МэВ ^Спектральный коэффи- циент
Et для руд для вмещаю- щих пород
Титановая Хромовая Марганцевая Железная Никелевая Медная Песчаник Известняк Песчаник Филлит Ультраоснов- ная порода СО СО 00 Л О W о о о со "с о НИН 1 05 5я 05 5я о о о о о _СТУ157’_СГ) ОО сг> io io о о 1 1 II 1 1 £ogасу О- О» • О ООО 2,38 7,43 5,25 2,38 29,50 13,60 1,22 1,58 1,44 0,94 8,60 7,30
210
Рис. 64. Пример использования НГМ.-С для выделения серных руд (по
А. М. Блюменцеву, И. И. Фельдману и др.).
Диаграммы НГМ-С (fg=35 см); I Е^=4-:-5 МэВ, II—Еу=5 ---^,7 МэВ, III — диаграмма
спектрального отношения, IV, V — содержание 5 по керну и диаграмме спектрального от-
ношения; породы: 1 — глина, 2— известняк, 3 — известняк с серой
торых других руд, а также при выделении и оценке зольности
углей. Пример использования НГМ-С для выделения серных руд
и количественной оценки содержания S приведен на рис. 64. Ос-
новной вклад в области энергий 4—5 МэВ дают S и Са, а в об-
ласти 5,1— 6,7 МэВ — кальций. Поэтому отношение показаний
в первом и втором интервалах (кривая «3) связано в основном
с содержанием серы. Использование этого отношения исключает
влияние колебаний водородсодержания и плотности пород.
§ 37. ПОЛЕВЫЕ И ЛАБОРАТОРНЫЕ МОДИФИКАЦИИ
СТАЦИОНАРНЫХ НЕЙТРОННЫХ МЕТОДОВ
Кроме исследования скважин, являющегося основной областью
применения нейтронных методов, СНМ можно использовать также
для исследования горных пород в обнажениях, стенках горных
выработок и других условиях естественного залегания пород (по-
левые методы) и изучения состава образцов горных пород (лабо-
раторные методы).
Полевые методы применяют для изучения влажности грунтов,
при инженерно-геологических исследованиях, выделении нейтрон-
но-поглощающих элементов, поисках рудных ископаемых. Зонды
для определения влажности грунтов в поле, содержащие источ-
ник и детектор источников, опускают в шпуры (см. рис. 59, а)
или забивают в грунт. В этом случае они могут быть обычными —
211
(по
Рис. 65. Приставной борметр
Е. М. Филиппову и др.):
1 — источник нейтронов; 2 — парафиновый
блок; 3—обойма крепления источника на
датчике радиометра; 4 — детектор тепло-
вых нейтронов; 5 — ФЭУ; 6 —датчик ра-
диометра; 7 — кабель
с размещением источника и де-
тектора на оси цилиндрического
корпуса, как и в скважинных
приборах (см. рис, 59,6), или
вилочными, когда детектор и ис-
точник размещены в двух парал-
лельных корпусах, составляю-
щих вилку (см. рис. 59, в).
Основное отличие условий
замеров и зондов при этом
от обычных скважинных прибо-
ров — слабое влияние «сква-
жины» и соответственно воз-
можность использования малых
зондов (5—10 см), т. е. доинвер-
сионной области, где зависимость
показаний от водородсодержания
прямая, а главное, можно обес-
печить высокую статистическую
точность замеров при использо-
вании нейтронных источников
малой мощности (104 с-1). При
гидрогеологических исследованиях ровных поверхностей грунтов
используют также приставные влагомеры, прикладываемые к ис-
следуемой поверхности (см. рис. 59, г).
Нейтронно-абсорбционные приборы, используемые для опре-
деления содержания элементов с аномальным сечением поглоще-
ния, например, бора, содержат (рис. 65) источник нейтронов /,
помещенный в замедлителе нейтронов 2 (парафин и т. п.), а также
радиометр для регистрации тепловых нейтронов, прикрепленный
к блоку источника с помощью обоймы 5. В качестве нейтронного
радиометра может служить полевой сцинтилляционный у-радио-
метр, в котором сцинтиллятор Nal заменен сцинтиллятором для
регистрации тепловых нейтронов, например типа ЛДНМ.
Чем больше бора в породах исследуемого участка, тем ниже
скорость счета прибора. Градуировочный график прибора, зави-
симость отношения его показаний в борсодержащей породе к по-
казаниям в пустой породе, строят по данным измерений на мо-
делях пластов с различным содержанием бора или на естествен-
ных! обнажениях, стенках выработок и т. д., содержание бора
в которых определено путем лабораторного анализа образцов.
Типичное время измерений 15—20 мин при интенсивности ис-
точника 5-Ю5 с-1. Основные помехи связаны, с влиянием коле-
баний замедляющих свойств (водородсодержания) пород, а также
других элементов с высоким сечением поглощения нейтронов
(литий, редкие земли, марганец и т. п.). Для непрерывных изме-
рений по профилю были разработаны и использовались также
макеты борметров, которые устанавливались на скользящем при-
цепе, буксируемом автомобилем.
212
Приборы, аналогичные по конструкции описанным, но исполь-
зующие спектрометрические сцинтилляторы Nal(Tl) в сочетании
с амплитудным анализатором импульсов, в принципе можно ис-
пользовать для определения содержания ряда элементов (S,
Hg, Ti, Ni и т. д.) спектрометрическим нейтронным у-методом
(НГМ-С). Однако опыта подобных работ пока нет.
Лабораторные методы нейтронного анализа образцов основаны
на изучении ослабления пучка тепловых нейтронов при прохож-
дении через образец (нейтронно-абсорбционный анализ) или ре-
гистрации спектра у-излучения радиационного захвата образцов,
облучаемых тепловыми нейтронами (лабораторный НГМ).
Нейтронно-абсорбционный анализ образцов горных пород по-
зволяет определять концентрацию элементов с высоким сечением
поглощения тепловых или надтепловых нейтронов, таких, как В,
Li, Cd, Мп, Cl, Hg, Gd, In, Ag, Co, и др. Ослабление параллель-
ного пучка нейтронов при прохождении через тонкий (по сравне-
нию с длиной пробега нейтронов между соударениями) образец
толщиной х описывается (согласно § 5) выражением
Ф/Ф0-схр(-~ 2х),
где Фо, Ф—-поток нейтронов до и после прохождения через об-
разец; £ '• X + & = 2 Ер< + ЕО; Sр, 23, Ер/, 23i — макроско-
пические сечения рассеяния и захвата нейтронов для породы
в целом и для отдельных ее элементов.
Нейтронный абсорбционный анализ относится к числу несе-
лективных методов: значения 2, а следовательно, и Ф/Фо зависят
от сечений и концентрации всех элементов, входящих в состав
горной породы, однако нередко основной вклад в 2 дает один
из элементов, тогда 2 и Ф/Фо оказываются достаточно тесно свя-
занными с его концентрацией. Примеры таких элементов и по-
роги чувствительности метода для них приведены в табл. 17.
Порогом чувствительности называют минимальную концентрацию
элемента, надежно определяемую данным методом. За теоретиче-
ское значение порога чувствительности принято содержание эле-
мента, повышающее вдвое макроскопическое сечение пустой по-
роды, за которую условно взят гранит (23 = 0,012 см-1). Как
видно из табл. 17, практически чувствительность может быть не-
сколько выше ;или ниже этих оценок в зависимости от массы
пробы.
Некоторое искажающее влияние на анализ оказывает влаж-
ность образца, поскольку водород обладает высоким сечением
рассеяния. Влажность ш=1% завышает результаты анализа на
0,15 % В20з или эквивалентного количества другого элемента.
Влияние поглощения нейтронов основными породообразующими
элементами гораздо меньше (табл. 18), и оно может быть прак-
тически сведено к нулю при использовании эталонов, близких по
химическому составу к исследуемым образцам.
213
Таблица 17. Чувствительность нейтронного абсорбционного анализа
Химический элемент Массовое макроскопиче- ское сечение поглощения, см5/г Порог чувствительности, %
Теоретическая оценка Практически достигнутый при навеске
100 г 3 кг
Бор 42,1 0,01 0.02 0,003
Литий 6.2 0,07 0,14 0.02
Хлор 0,6 0.7 1,5
Марганец 0,13 3 6 —
Кадмий 17,8 0,02 0,05 0,01
Гадолиний 147,2 0,003 0,006 —
Селективность нейтронно-абсорбционного метода для ряда эле-
ментов можно повысить, если определять поглощение не тепловых,
а резонансных нейтронов, т. е. нейтронов с энергией, совпадаю-
щей с энергией одного из резко выраженных резонансов в сече-
нии поглощения элемента. К числу элементов с высокими резо-
нансами поглощения относятся, например, In (энергия резонанс-
ных нейтронов 1,45 эВ, сечение поглощения 28,5*10"25 м2),
Ан (4,94 эВ, 30,6-10“25 м2), Ag (5,2 эВ, 7,6-10.25 м2), Со (134 эВ,
7 - 10-25 м2) и др.
Поток нейтронов, направленный от блока замедлителя на об-
разец, имеет широкий спектр, а интенсивность нейтронов плавно
меняется с их энергией. Присутствие в образце элемента х с энер-
гией резонансного поглощения Ех ослабляет поток в узкой об-
ласти энергии ЕХ±АЕ. Чтобы повысить чувствительность анализа
на х, нейтроны регистрируют именно в этой области, используя
Рис. 66. Блок-схема уста-
новки типа «Нейтрон»
/ — проба; 5 —источник нейт-
ронок; 3 — люминофор; -1 — за-
медлитель; 5 — фотоумножитель;
б — кадмиевый экран; 1 — изме-
рительный блок с пультом пи-
тания
Таблица 18. Концентрации оксидов некоторых
породообразующих элементов, эквивалентные по
поглощению нейтронов 0,01 % В2О3
Оксид Сечение захвата на молекулу, ю№ Концентра- ция, %
SiO2 0,16 100
Al2Og 0,48 50
CaO 0.88 30
W eigOyj 1,06 13
Fe2O3 5,24 7
K2O 4,14 5
214
эффект активации фольги из того же элемента х. Активность
фольги, помещенной после исследуемого образца, пропорцио-
нальна потоку нейтронов с резонансной энергией, а значит, умень-
шается с ростом концентрации х в образце. Элементы, не имею-
щие резонансов в области ЕХ±АЕ, мало влияют на поток нейтро-
нов в этой области и на активность фольги.
Чувствительность анализа еще более повышается, если регис-
трировать и сравнивать между собой ослабление двух потоков
нейтронов с различным спектром нейтронов. Изменения спектра
достигают помещением фильтра из определяемого элемента на
пути пучка нейтронов. Разность показаний при двух измерениях
(при облучении пробы полным потоком нейтронов и потоком ней-
тронов, прошедших через фильтр) почти исключительно зависит
от поглощения нейтронов определяемым резонансным элементом,
и его концентрацию удается определить даже при наличии в пробе
других элементов с относительно высоким сечением поглощения
нейтронов. Однако методика определения резонансных элементов
еще находится в стадии разработки и опробования.
Промышленное применение получил метод, основанный на ре-
гистрации медленных нейтронов с помощью неселективных де-
текторов-счетчиков с BF3 или 3Не. Для анализа образцов ней-
трон-нейтронным методом выпускается установка «Нейтрон»
(рис. 66), состоящая из ампульного источника нейтронов 2, пара-
финового замедлителя нейтронов 4, сцинтилляционного детектора
тепловых нейтронов и измерительного блока 7, схема которого
подобна схеме радиометров (см. § 6). Нейтроны от ампульного
источника замедляются в парафине, и их доля, проходящая через
образец (пробу) 1, регистрируется детектором. Высокая чувстви-
тельность сцинтилляционного детектора позволяет обойтись источ-
ником небольшой мощности (около 10-4 с-1).
Используют относительный способ измерений, т. е. содержание
анализируемого элемента в исследуемой пробе определяют по
сравнению с содержанием этого элемента в эталонном образце.
Предварительно на основании измерений с эталонными образ-
цами строят эталонировочный график, представляющий собой за-
висимость отношения интенсивности нейтронов, проходящих через
эталонный образец, к интенсивности нейтронов, проходящих че-
рез пробу пустой породы, от концентрации определяемого -эле-
мента в образце (рис. 67). Эталонные пробы обычно получают,
смешивая в определенных пропорциях соединение с анализируе-
мым элементом и пустую породу, состав которой близок к составу
исследуемых пород.
Лабораторный нейтронный у-метод основан на облучении об-
разца породы нейтронами и регистрации спектра мгновенных
у-квантов радиационного захвата, образующихся по реакции (п,
у)', или у-квантов неупругого рассеяния нейтронов. Для анализа
образцов по ^-излучению радиационного захвата разработана ус-
тановка УНА-1, в которой использованы источник нейтронов
252Cf и спектрометр на базе германий-литиевого детектора. Ана-
215
Рис. 67. Примеры
эталонировочных гра-
фиков установки
«Нейтрон» при ана-
лизе на бор (а) и
литий (б)
лиз можно проводить в грубораздробленных образцах. Другое
преимущество — возможность одновременного определения до
15—20 элементов в зависимости от сечения реакции (щ у), при-
сутствия мешающих элементов с близкими спектрами у-излуче-
ния и ряда других причин. Чувствительность метода (при времени
анализа 30 мин и мощности источника нейтронов 2-Ю7 с-4) со-
ставляет от 10“4—10~5 для В, Cd, Sm, Gd до 0,1 — 10 °/о для ос-
новных породообразующих элементов (Al, Si, Са, Na, К и др.).
По предварительным данным метод пригоден для определения не-
скольких десятков элементов.
По схеме анализа к описанному близок и метод регистрации
у-излучения неупругого рассеяния образцов. Главное отличие,
обусловленное высоким порогом неупругого рассеяния нейтро-
нов,— использование источников нейтронов высоких энергий,
обычно генераторов нейтронов с энергией 14 МэВ. Преимущество
этого метода — относительно более простой спектр у-излучения
неупругого рассеяния.
§ 38. ИМПУЛЬСНЫЕ НЕЙТРОННЫЕ МЕТОДЫ
При импульсных методах источник испускает нейтроны в тече-
ние сравнительно коротких интервалов времени: 1004-200 мкс
(рис. 68), Такие импульсы источника повторяются периодически
с периодом 7= 10“3~ь lO^1 с-1, т. е. 10—103 раз в секунду. С по-
мощью специальной схемы-—временного анализатора — реги-
страцию излучения также осуществляют не непрерывно, а лишь
в некоторые (специально выбранные) интервалы времени. При
исследовании скважин в настоящее время применяют две моди-
фикации импульсных нейтронных методов — с регистрацией теп-
ловых нейтронов (ИННМ) и у-квантов радиационного захвата
(ИНГМ), Регистрацию нейтронов (и у-квантов) в этих методах
осуществляют в интервале между двумя импульсами источника
через некоторое время задержки t после каждого импульса, со-
ставляющее от нескольких сотен до двух-трех тысяч микросекунд.
Быстрые нейтроны, испускаемые импульсным источником, за-
медляются до тепловой энергии в среднем за время не более не-
скольких десятков микросекунд и при дальнейшей диффузии по-
глощаются ядрами среды. После окончания процесса замедления
216
Рис, 68. Распределе-
ние тепловых нейтро-
нов во времени t при
ИННМ.
Заштрихованными пря-
моугольниками обозна-
чены импульсы источ-
ника
плотность нейтронов и у-квантов радиационного захвата умень-
шается во времени примерно по закону
п ~ п0
т. е, за каждый интервал времени тт н- уменьшается в е раз. Ре-
гистрируя тепловые нейтроны (ИННМ) или у-кванты (ИНГМ)
при двух или более значениях времени задержки, можно опреде-
лить среднее время жизни тепловых нейтронов в горной породе
тт, которое, как указывалось выше, позволяет судить о концент-
рации элементов, имеющих высокое сечение поглощения тепловых
нейтронов.
Импульсы источника повторяют через некоторое время (обычно
400 раз в секунду) и при ИННМ (ИНГМ) регистрируют среднюю
интенсивность тепловых нейтронов (у-квантов) для некоторого
значения времени задержки t, усредненного по большому числу
импульсов источника. Измерения при ИННМ (ИНГМ) проводят
либо при движении прибора по стволу скважины и в результате
получают непрерывные диаграммы для двух-трех каналов с раз-
личными значениями времени задержки (см. рис. 61), либо иногда
для повышения точности—при неподвижном приборе (на точках).
В первом случае о значении тт судят по отношению показа-
ния двух каналов: чем меньше тт, тем больше различаются эти
показания. Количественно тт определяют по формуле (предпола-
гается, что ширина «окон» Kt в обоих каналах одинакова)
тт = (/2— 1п/2),
где 6, h — время задержки для двух каналов; h — показания
(скорость счета) для тех же каналов.
В настоящее время разработана аппаратура для непрерывного
автоматического вычисления тт в процессе замеров и получения
непосредственно диаграмм изменения тт по стволу скважины. При
измерениях на точках (с неподвижным прибором) интенсивность
нейтронов или у-квантов обычно определяют при большом числе
значений времени задержки ti (i=l, 2,...) и строят график за-
висимости логарифма показаний In 7/ от ti (рис. 69). Такой гра-
фик позволяет точнее определить значение тт пласта как вели-
чину, обратную коэффициенту наклона кривой ln/ = f(Z) при
больших t.
217
Рис. 69. Пример обработки дан-
ных ИННМ
При малых t наклон кривой зави-
сит кроме тт также от диаметра сква-
жины и свойств среды, заполняющей
скважину. При больших t такое влия-
ние постепенно исчезает, что является
большим преимуществом импульсных
методов. Другим их преимуществом
является большая, чем при стационар-
ных методах, чувствительность к со-
держанию элементов, сильно погло-
щающих нейтроны. В нефтяных и
газовых скважинах это позволяет от-
личать продуктивные пласты от водо-
носных при сравнительно малой
минерализации пластовых вод (20—40 г/л). При большей мине-
рализации вод решение этой задачи возможно даже по резуль-
татам измерения при одном значении времени задержки. При
прочих равных условиях водоносные пласты отмечаются гораздо
меньшими показаниями ИННМ при больших t, чем нефтеносные
(см. рис. 61).
В рудных скважинах импульсные методы позволяют опреде-
лять гораздо меньшие концентрации элементов с аномальным по-
глощением нейтронов (бор, кадмий, редкие земли, марганец
и др.), чем стационарные. Следует, однако, заметить, что количе-
ственное определение высоких концентраций этих элементов мо-
жет затрудняться, если время жизни нейтронов в среде, запол-
няющей скважину, больше, чем в породе.
Оба импульсных метода дают примерно одинаковые резуль-
таты. При ИНГМ влияние скважины несколько меньше, чем при
ИННМ, но преимуществом последнего является отсутствие влия-
ния естественного у-излучения, доля которого при ИНГМ на боль-
ших временах задержки значительна.
Импульсный нейтрон-нейтронный метод с регистрацией запаз-
дывающих нейтронов используют для определения урана в образ-
цах и в условиях естественного залегания горных пород. Приме-
няют генератор нейтронов малой частоты и время задержки после
импульса источника выбирают в 5-—6 раз больше среднего вре-
мени жизни нейтронов в горной породе. В этих условиях детектор
практически регистрирует лишь так называемые запаздывающие
нейтроны, которые сопровождают распад некоторых продуктов
деления урана, вызванный поглощением нейтронов импульсного
источника.
В отличие от радиометрических методов, основанных на реги-
страции естественных радиоактивных излучений (см. § 31, 32),
метод запаздывающих нейтронов является прямым методом опре-
деления урана и нечувствителен к нарушениям радиоактивного
равновесия в его семействе.
Импульсный метод регистрации у-излучения неупругого рас-
сеяния нейтронов находится в стадии опробования и вызывает ин-
218
терес частично более простым (чем для радиационного захвата
нейтронов) спектром у-излученпя неупругого рассеяния нейтронов
(ГИНР) и особенно принципиальной возможностью анализа на
ряд элементов, не определяемых НГМ-С из-за низкого сечения ре-
акции (щ у). Пример такого элемента — углерод, определение
которого представляет большой интерес при исследовании уголь-
ных, нефтяных и газовых скважин. Сечение радиационного за-
хвата для углерода ничтожно (примерно 10-31 м2), поэтому он
с помощью НГМ-С не определяется.
Выделение ГИНР на фоне более интенсивного излучения ра-
диационного захвата аппаратурой, предназначенной для НГМ,
затруднительно. Более благоприятно применение аппаратуры
с импульсным источником нейтронов с энергией 14 МэВ. Повыше-
ние энергии нейтронов по сравнению с Ро=Ве источником уве-
личивает долю неупругих рассеяний нейтронов и выход ГИНР.
Еще важнее возможность временного отделения ГИНР от излу-
чения радиационного захвата, обеспечиваемая применением им-
пульсного источника.
Неупругое рассеяние происходит лишь с очень быстрыми ней-
тронами (см. § 35), поэтому время от момента вылета из источ-
ника до неупругого рассеяния мало (примерно 10~9 с), тогда как
до замедления нейтронов и начала их поглощения по реакции
(л, у) проходит время п> 10_6—ц.-10~5 с. Поэтому если использо-
вать источник с длительностью импульса не более п • 10-6 мкс, то
у-излучение, регистрируемое во время работы источника, почти
полностью состоит из ГИНР. Так исключают влияние радиацион-
ного захвата.
Для разделения ГИНР различных элементов используют
спектрометрию. Недостатки сцинтилляционной спектрометрии, от-
меченные при рассмотрении НГМ-С, ограничивают возможности и
метода регистрации ГИНР. Например, при регистрации ГИНР от
углерода (£ = 4,43 МэВ) значительный вклад в измеряемую ве-
личину дает также комптоновский пик ГИНР от кислорода (£ =
= 6,5 МэВ). Поскольку содержание кислорода в породе обычно
больше, чем углерода, это затрудняет его определение. Например,
отношение интенсивности аппаратурного спектра в области
4,43 МэВ против нефтеносного и водоносного песчаников не пре-
вышает 1,2, что недостаточно для надежного определения ВНК.
Однако по мере совершенствования спектрометров возможно по-
вышение эффективности разделения нефтеносных и водоносных
пластов. Кроме того, этот метод даже при использовании суще-
ствующих спектрометров, перспективен для определения породо-
образующих элементов О, Mg, Si, S и некоторых руд.
§39. НЕЙТРОННЫЙ АКТИВАЦИОННЫЙ АНАЛИЗ
(МЕТОД НАВЕДЕННОЙ АКТИВНОСТИ)
Один из наиболее селективных активных методов ядерной гео-
физики— метод наведенной активности (МНА) основан на изуче-
нии искусственной радиоактивности, возникающей при облучений
219
горных пород нейтронами. По периоду полураспада Т искус-
ственно радиоактивных ядер и энергии их у-излучения определяют
образовавшийся изотоп, а следовательно, и исходный изотоп гор-
ной породы, из которого он образовался. По интенсивности у-из-
лучения радиоактивных ядер определяют концентрацию соответ-
ствующих исходных элементов в горной породе.
Активация ядер может происходить под действием как быст-
рых, так и особенно медленных нейтронов. В первом случае ак-
тивация происходит обычно в результате реакций (и, р); (п, а);
(п, 2д), во втором — (п, у). В табл. 19 приведены примеры радио-
активных изотопов, образующихся при облучении горных пород
нейтронами.
В горных породах обычно одновременно активируется не-
сколько изотопов. Для их идентификации используют: различия
изотопов по периоду полураспада, составу и энергии излучения;
химическое разложение образца с выделением определенного ра-
диоактивного изотопа. Методика активационного анализа с иден-
тификацией изотопов по периоду полураспада, энергии излучения
или по другим физическим особенностям активного изотопа без
какой-либо химической подготовки исследуемых проб носит на-
звание физической или инструментальной. Методику активацион-
ного анализа с химической обработкой активного образца назы-
вают радиохимической и используют главным образом для опре-
деления весьма малых концентраций элементов.
Наиболее доступны для активационного анализа (особенно
в полевых лабораториях при использовании маломощных источ-
ников) элементы с высокими сечениями активации. Для инстру-
ментального анализа удобны изотопы с небольшими периодами
полураспада (от нескольких минут до нескольких суток).
Накопление активности образца в процессе облучения. Из оп-
ределения эффективного сечения активации о>акт следует, что при
облучении потоком нейтронов Ф образца, содержащего Nx ядер
изотопа х, количество активных ядер, образующихся в течение
времени dU = Параллельно с накоплением
активных ядер часть из них распадается. Число распадов за время
^обл составит dH.2 = —jVW/обл, где N— число активных ядер в мо-
мент /об-Д X— постоянная распада изотопа, образующегося из х.
Результирующее изменение числа активных ядер за время ^обл
составит, таким образом, d\> =dNi +dH2 = (ААюактФ—).H)dtQ6Tl.
Решением этого уравнения при начальном условии Аг(^бл = 0) = О
является функция
W (А^Фаакт/М [1 — ехр (— Мобл)Р
Активность образующегося изотопа (число распадов в единицу
времени) при облучении в течение £ОбЛ
А 0 = XN — Л “ [ J — ехр ( Чбл)1
220
Таблица 19. Некоторые радиоактивные изотопы, образующиеся при облучении
горных пород нейтронами
Исходный изотоп Доля изо- топа в есте- ственной смеси ИЗОТОПОВ данного элемента, % Реакция Сечение актива- ци и, 1О“301 м2 Образую- щийся радиоак- тивный изотоп Пе p и од полураспада Энергия у-излучения. МэВ (пыход у-кваптов, %)
Активация тепловыми нейтронами
100 (м, Y) 1 20т7 91 11,2 с. ’ 1,63 (100)
100 То же 53 нАа 15 ч 1,37 (100) 2,76 (100)
ЙА1 100 » 21 28А1 13А1 2,3 мин 1,78 (100)
35С1 75,4 К р) 19 । 35с 16^ 86,7 дня —
17ы 24,6 («, 56 38С1 )7oi 37,5 мин 1,6 (31) 2,15 (47)
41К 1914 6,6 То же 120 42 К 191V 12,5 ч 1,52 (18)
51V 23 Х 100 450 52V 23 V 3,8 мин 1,44 (100)
54Fe 26i е 5,8 (п, а) 0,04 51Cr 27,8 дня 0,33 (9)
gMn 100 («> т) 1320 25МП 2,6 ч 0,85 (98) 1,8 (25) 2,13 (14,5)
§Cu 69,1 То же 450 29CU 12,9 ч 0,51 (38)
gCu 00,9 $ 180 lCu 5,2 мин 0,04 (9)
Активация быстрыми нейтронами
i60 8 99,8 р) — 16V ?L\ 7,4 с 6,13 (68) 7,1 (5)
19p 91 100 («, а) — 7,4 с 6,13 (68) 7,1 (5)
100 (н, а.) — 15 ч 1,37 (100) 2,76 (100)
SA1 100 (п, Р) — S^g 9,4 мин 0,84 (70) 1,0 (30)
28Si 14ЙЬ 92,3 То же — 2,3 мин 1,78 (100)
>e 20 91,6 » 25МП 2,6 ч 0,85 (98)
221
Рис. 70. Кривые накопления и распада наведенной активности:
а -- зависимость относительной наведенной активности Л1А'Х от времени облучения ^одл>
выраженного в периодах полураспада Т; б — изменение во времени активности изото-
пов :MNa (7’^15 ч) (!), кМп (7’=2,5 ч) (2) и их суммарной активности (3)
где /1осо = Лгх(1)о'акт — максимальная активность изотопа при дан-
ном потоке нейтронов, достигаемая при бесконечно большом вре-
мени облучения (^обл = Оо).
Как видно из последней формулы, характер зависимости
Ло/Л“ = (где Т — период полураспада изотопа) один
и тот же для любого изотопа:
40М- I —ехр [ — (/о6л/7") 1п 2].
График этой зависимости (рис. 70, а) показывает, что через
время /Обл = Г активность изотопа Ао достигает значения 1/2 Лото,
через /обл = 27 — значения 3/4Д0°° и т. д. Возрастание времени
облучения более (3—4) Т увеличивает активность очень мало. За-
висимость скорости роста активности изотопа от Т позволяет вы-
бором рационального £Обл, уменьшить влияние мешающих изо-
топов.
Если в образце наводятся два изотопа с периодами полурас-
пада Ti-CTs, то отношение их активностей AJAZ, как видно из
последней формулы, уменьшается с ростом времени облучения:
для уменьшения влияния первого изотопа при анализе на второй
желательно брать большое бэбл, скажем, (3—4) Г2. Наоборот, при,
анализе на первый элемент время облучения должно быть по
возможности малым. Минимальное его значение определяется не-
обходимостью накопления активности, обеспечивающей достаточ-
ную статистическую точность. Обычно это время выбирают около
(0,5- 2) Т,.
После окончания облучения активность А каждого изотопа
уменьшается в соответствии со своим периодом полураспада по
закону /I =Лоехр [—(//Т)1п2] = Лоехр (—1К). Кривая зависимости
1пЛ ==/(/) для каждого изотопа является прямой линией с угло-
вым коэффициентом, равным значению % для данного изотопа. На
222
рис. 70, б приведен пример таких графиков для 5SMn и 24Na, на-
веденных в песчанике. Там же приведена кривая суммарной ак-
тивности образца, которая уже не является линейной функцией
времени.
Техника и порядок проведения активационного
анализа образцов
Для проведения активационного анализа в геологических ор-
ганизациях используют специальные установки, включающие ис-
точник нейтронов (блок облучения) и измерительную аппаратуру,
а в ряде случаев также систему транспортировки образцов и
другое вспомогательное оборудование. Для анализа на элементы
с высоким сечением активации или элементы с умеренным сече-
нием активации, но имеющие обычно большие концентрации
в горных породах, используют (особенно в полевых лаборато-
риях) установки с ампульными Ро = Ве или Pu — Ве источниками,
которые для обогащения спектра медленными нейтронами поме-
щают в блоки замедлителей (парафин, вода и т. п.).
Типичным примером такой установки является «Нейтрон-2».
Ее блок облучения (активатор) представляет собой парафиновое
тело шаровидной формы, в центре которого расположен ампуль-
ный источник нейтронов (рис. 71). Вокруг источника имеется рас-
сеивающий свинцовый фильтр небольшой толщины. В непосред-
ственной близости от источника располагают два канала для ак-
тивируемых образцов. Стенки одного из них (для облучения
быстрыми нейтронами) покрыты листовым кадмием, не пропус-
кающим в канал тепловые нейтроны. Второй канал (без кадмия)
служит для облучения смешанным пучком нейтронов. Третий ка-
нал (для активации тепловыми нейтронами) расположен по-
дальше от источника.
Повышение порога чувствительности, а следовательно, расши-
рение круга определяемых элементов с относительно низким се-
чением активации обеспечивают размножители и генераторы ней-
тронов, ядерные реакторы. Поток нейтронов при активационном
анализе с ампульными источниками примерно 104 (см2-с)-1, при
использовании нейтронных размножителей — 10s—107 (см2-с)“',
в ядерных реакторах достигает 1013—1014 (см2-с)-1.
Комплект измерительной аппаратуры для активационного ана-
лиза включает радиометры для р- и общего у-излучения, а в ряде
случаев и спектрометры у-излучения.
Инструментальный анализ в принципе возможен без какой-
либо предварительной обработки образца. Однако обычно для
улучшения воспроизводимости геометрических условий облучения
и измерения их измельчают. Максимальный размер частиц — не-
сколько миллиметров при измерении у-активности и не более
10-1 мм при регистрации р-частиц. Измельченный образец поме-
щают в кассету для облучения. Эталонные образцы с известной
концентрацией определяемого элемента упаковывают в точно та-
223
Рис. 71. Блок облучения установки
«Нейтрон-2»:
/ — корпус; 2 — за медлитель; 3 ~ внутрен-
ний корпус (оргстекло); 4 — источник ней-
тронов; 5 — рассеивающий фильтр; 6 —• кад-
миевый фильтр; каналы для активации;
Г—тепловыми нейтронами, К - быстрыми
нейтронами, С — смешанными нейтронами
кие же кассеты. Кассеты с образцом или эталоном в зависимости
от определяемых изотопов помещают в канал для облучения
быстрыми или тепловыми нейтронами и выдерживают в течение
заданного времени, после чего их переносят в измерительное
устройство. Условия активации и измерения активности эталон-
ного образца (длительность облучения, масса образца и т. п.)
должны быть строго такими же, что и для исследуемого образца.
Порядок измерений у- и p-активности образцов или регистра-
ции спектра излучений в основном такой же, как и при радиомет-
рическом анализе на естественные радиоактивные элементы (см.
§ 32). Различия сводятся к необходимости при активационном
анализе повторных измерений для получения кривой спада актив-
ности во времени и последующей идентификации изотопов по их
периодам полураспада.
Обработка результатов активационного анализа сводится к по-
строению кривой спада логарифма общей активности во времени
и расчленению ее на составляющие с различным периодом полу-
распада. Пусть для определенности в образце наводится k изо-
топов с периодами полураспада Т^, Кривую расчленяют
графически или аналитически. Б первом случае измерение про-
водят в течение времени, достаточного для практически полного
распада всех изотопов, кроме самого долгоживущего. Тогда кри-
вая спада активности при больших t становится прямолинейной,
так как распадается лишь один изотоп с периодом полураспада
7\. При продолжении этой прямой влево, т. е. при проведении
асимптоты к правой ветви кривой спада активности, получаем
кривую спада для й-го изотопа при всех t. Для получения кривой
суммарной активности остальных k—1 изотопов необходимо вы-
честь эту активность из кривой суммарной активности.
При достаточном различии в значениях 7\_| и Th эта кривая
в правой части также выходит на асимптоту, соответствующую
распаду 1)-го изотопа. Для получения кривой распада
(k—1)-го изотопа необходимо продолжить ее до ? = 0 и т. д. По
224
углу наклона отдельных прямолинейных составляющих кривой
1gД =/(/) определяют значения Тх, T2,...,Th) а точки пересече-
ния этих прямых с осью ординат дают активность отдельных изо-
топов к концу облучения. Если значения заранее
известны, т. е. известны виды изотопов, могущих наводиться в ис-
следуемом образце, активность отдельных изотопов можно опре-
делять аналитически. Суммарная активность Л(/) образца в мо-
мент времени t
k
А (0= £ exp (~ЛУ,
;=i
где ДОг — активность i-ro изотопа к концу облучения; — посто-
янная распада г'-го изотопа. Измеряя Д(/) при k значениях вре-
мени tx, t2,..., tk, получим k уравнений вида
k
Л(0)=ЕЛ„,е-Ч /=1, 2..........k,
1=1
решение которых и дает искомые значения активности отдельных
изотопов Лол 2,.... k.
Содержание С,- Лго элемента в образце определяют из соот-
ношений
Ct- — (Д Д oi эт) с эг,
где Ло г эт, С1ЭТ — концентрация этого элемента и его активность
в эталонном образце.
Надежное расчленение кривой спада активности на составляю-
щие возможно лишь при небольшом числе активных изотопов (до
трех-четырех), периоды полураспада которых различаются значи-
тельно (не менее 3—5 раз). Если состав излучения изотопов су-
щественно различен, то для определения их активностей обычно
используют измерения различных видов излучения или спектро-
метрию у- и p-излучений аналогично методике раздельного опре-
деления U, Th, К и Ra в образцах (см. § 32).
Например, определение 42К и 24Na путем расчленения кривых
спада практически невозможно из-за близости их периодов полу-
распада (15 и 12,5 ч). В то же время 42К дает очень слабое
у-излучение (3—3,5 % от у-активности 24Na), что позволяет опре-
делить их раздельное содержание путем измерений у- и 0-излу-
чения образца. Для их определения в принципе можно также
использовать [5-спектрометрию, так как энергия ^-излучения 42К
значительно больше, чем 24Ма.
Примером использования у-спектроскопии для выделения ак-
тивности данного изотопа является определение кобальта по ко-
роткоживущему метастабильному изотопу 60Со, дающему мягкое
у-излучение (0J359 МэВ). Для его выделения на фоне более жест-
кого излучения других изотопов используют дифференциальный
8 Заказ № 2717 225
у-спектрометр, причем для дополнительной дискриминации жест-
кого у-излучения применяют сцинтиллятор небольшой толщины.
В наиболее сложных случаях (активация большого числа изо-
топов, в том числе с близкими периодами полураспада) анализ
состава излучения сочетают с расчленением кривой спада актив-
ности по периодам полураспада. Если такие кривые строить для
каждого вида излучения и каждой энергетической области, то
число составляющих изотопов с заметной активностью в каждой
кривой уменьшается и их расчленение по периодам полураспада
облегчается.
Может случиться, что изотопы с близкими периодами полурас-
пада получаются при реакции с нейтронами различных энергий.
Частным случаем описанной ситуации является образование од-
ного и того же изотопа из изотопов разных элементов. Например,
28А1 может образоваться в результате реакции Н7А1 (/г, у), прохо-
дящей наиболее интенсивно при облучении тепловыми нейтронами,
и по реакции 28Si (п, р), вызываемой быстрыми нейтронами. Для
определения доли активности, созданной каждой реакцией, а сле-
довательно, для определения концентраций двух исходных эле-
ментов (в нашем примере А1 и S1) необходимы двукратные из-
мерения: после облучения образца в поле быстрых и в поле мед-
ленных нейтронов. Поскольку практически трудно получить поток
только быстрых или только тепловых нейтронов, образцы облу-
чают дважды в пучке нейтронов, относительно обогащенных
быстрыми и медленными нейтронами (в канале, экранированном
кадмием, и канале без кадмия). В результате получают два урав-
нения для определения концентраций двух элементов и С2:
A j = оцС\ -Е ^1^2, А з — Ч- ^2^2,
где Аь Д2 — активность исследуемого образца соответственно при
облучении в каналах с кадмием и без кадмия; щ, а2~ то же для
эталонного образца, содержащего 1 % первого элемента; Ь2—
то же для образца с 1 % второго элемента.
Не останавливаясь на описании радиохимического варианта
активационного анализа, отметим лишь преимущества и недо-
статки двух вариантов анализа. Достоинствами инструменталь-
ного анализа являются малая трудоемкость и экспрессность, не-
достатком— сложность идентификации и отсюда более низкая
чувствительность и точность при наличии мешающих изотопов.
Радиохимический вариант, позволяя радикально избавиться от
мешающего влияния других изотопов, повышает чувствительность
и часто точность измерений, однако он более трудоемкий. Кроме
того, из-за длительности химических операций анализ возможен
лишь на относительно долгоживущие изотопы (7>30 мин).
Точность активационного анализа в различных условиях ко-
леблется в широком интервале, увеличиваясь при прочих равных
условиях с ростом потока нейтронов, сечения активации и кон-
центрации элемента. При благоприятных условиях погрешность
инструментального анализа не превышает 5'—10 %, радиохимиче-
226
ского обычно ниже. При анализе горных пород наиболее широко
активационный анализ применяют для определения Al, Si, F, Си
и др.
Активационный анализ в скважинах
Наиболее существенными отличиями активационного анализа
в скважинах от анализа образцов являются: а) возможность ана-
лиза, как правило, лишь на у-излучающие изотопы, р-излучение
может быть зарегистрировано только в сухих скважинах, и то
лишь при применении тонкостенных приборов; б) сильное влия-
ние на результаты анализа замедляющих свойств пород, т. е.
увеличение водородсодержания уменьшает область, в которой за-
медляются нейтроны и активируются изотопы, а это уменьшает
ослабление у-квантов на пути к детектору; в) влияние, на актив-
ность исследуемого изотопа поглощающих свойств остальных эле-
ментов, таким изотопом поглощается доля нейтронов AiOaKT1/^ X
i
X Niffs с (где сг3 о А^ —сечение поглощения и количество ядер
i-го типа в 1 см3 породы; сгакт ь Аб— сечение активации и кон-
центрации ядер изучаемого изотопа); г) влияние диаметра сква-
жины, характера ее заполнения, диаметра и толщины кожуха
прибора и т. д. Для учета перечисленных влияний требуется
комплексирование активационного анализа с другими методами
исследования скважин.
При активационном анализе в скважинах применяют уста-
новку с детектором у-излучения и источником нейтронов, удален-
ным от детектора на расстояние 1,5—2 м, необходимое для того,
чтобы интенсивностью у-излучения радиационного захвата у де-
тектора (эффектом НГМ) можно было пренебречь. Иногда акти-
ватор (камера с источником) с помощью специального держателя
размещают на кабеле.
В зависимости от периода полураспада определяемого изотопа
исследования проводят при непрерывном движении прибора по
скважине или на точках. В первом случае прибор движется по
скважине с такой скоростью, чтобы интервал, равный длине зонда,
проходился за время около Г. Источник при этом движется впе-
реди и наводит искусственную радиоактивность, а индикатор дви-
жется за источником. Такой способ применяют при наведении
в породе преимущественно одного изотопа с небольшим Т, на-
пример, при выделении флюоритов по 20F или алюминиевых руд
по 2SA1.
При образовании в породе нескольких изотопов в сравнимых
количествах, а также и для одного изотопа с периодом полурас-
пада 3—5 мин применяют исследования при неподвижном при-
боре—-по точкам. Источник в скважинном приборе располагают
против точки, намеченной к исследованию. После облучения в те-
чение некоторого времени прибор быстро перемещают на расстоя-
ние, равное интервалу между источником и индикаторам, и
8* 227
последний устанавливают точно против облученной точки. Далее
измеряют интенсивность у-излучения наведенной активности при
нескольких временах задержки после облучения либо с помощью
регистратора непрерывно регистрируют изменение во времени на-
веденной активности. Измерения продолжают в течение времени,
примерно равного периоду полураспада наиболее долгоживущего
из определяемых изотопов. Обычно таким же берут и время
облучения.
Закончив измерения на одной точке, переходят к исследова-
нию другой. Часто интервал между исследуемыми точками выби-
рают равным рассстоянию между источником и индикатором и
исследование проводят «конвейером»: одновременно с регистра-
цией наведенной активности в одной из точек облучают следую-
щую точку. Время облучения автоматически получается равным
максимальному времени регистрации наведенной активности.
Поскольку индикатор одновременно с наведенной радиоактив-
ностью регистрирует и у-излучение естественных радиоактивных
элементов, до начала активационного, анализа измеряют интен-
сивность естественного у-излучения на намеченных к исследова-
нию точках или (при непрерывном анализе) по всему исследуе-
мому интервалу. При обработке данных активационного анализа
интенсивность естественного излучения вычитают из результатов
измерений. Получающуюся таким образом разность, характери-
зующую интенсивность наведенной радиоактивности, при непре-
рывном активационном анализе представляют в виде непрерывной
диаграммы. По ней можно судить о содержании в породе иссле-
дуемого элемента, наиболее интенсивно активирующегося нейтро-
нами.
При исследовании на точках так же, как и при анализе об-
разцов, строится кривая спада активности, которую расчленяют
на составляющие. Переход от начальных активностей изотопов
к концентрации активирующихся элементов в горной породе осу-
ществляют на основании переходных коэффициентов, полученных
на моделях пластов с известной концентрацией элементов и кон-
струкцией скважины, совпадающей с конструкцией исследуемых
скважин.
В настоящее время активационный анализ применяют для
выделения в разрезе скважин флюорита, руд алюминия, меди,
марганца и некоторых других, а в благоприятных случаях он
позволяет оценить концентрацию соответствующих элементов.
При применении источников нейтронов высоких энергий (генера-
торов нейтронов) удается получить достаточно интенсивную акти-
вацию кислорода по реакции 1бО (п, р) !6N (7=7,4 с). По изме-
нению активности этого изотопа в скважине можно выделять
полезные ископаемые, бедные кислородом (каменный уголь, са-
мородную серу, иногда нефтеносные пласты), а также изучать
содержание углеводородов в жидкости, заполняющей скважину,
что важно при контроле за разработкой нефтяных месторожде-
ний.
228
Полевая нейтронно-активационная съемка
Полевую нейтронно-активационную съемку обычно проводят
по точкам. На каждой точке прикладывают детектор радиометра
и измеряют фоновое излучение 7$; прикладывают источник и об-
лучают породу; удаляют источник на несколько метров и радио-
метром измеряют сумму / + 7ф наведенной активности / и фона
7ф. Режимы измерений (время облучения и замеров) выбирают
по правилам, описанным при рассмотрении анализа образцов, и
выдерживают постоянными на всех исследуемых точках.
Для уменьшения влияния растительного почвенного слоя ис-
следования проводят в закопушках размером 20X20X20 см. Наи-
более часто полевую активационную съемку проводят на фтор, ко-
торый по реакции 19F (n, a) 16N дает короткоживущий (Т=7 с)
изотоп, удобный для определений. При использовании Ро = Ве
источника (максимум интенсивности нейтронов в области 6—
8 МэВ) приведенная выше реакция |6О (п, p),6N с высоким поро-
гом чувствительности (10 МэВ), почти пе мешает определению
фтора, имеющего высокое сечение активации (около 0,15- Ш2<! м2)
при энергии нейтронов 3—6 МэВ. Время активации фтора выби-
рают обычно 0,5 мин, начало измерения облучения через 5 с,
продолжительность 15 с. Если концентрация F низка (менее
0,1 %), то проводят несколько циклов активации и измерения и
вычисляют средние показания.
Интерес к фторометрической съемке вызван как поисками ме-
сторождений флюорита (CaF2), так и других полезных ископае-
мых гидротермального происхождения, для которых характерно
комплексообразование с фтором (Zr, Nb, W, Си. Zn, Hg, U, TR
и г. д.). Для уменьшения фона прибора при измерениях интен-
сивности жесткого излучения удобно использовать полевой спект-
рометр СП-ЗМ при пороге дискриминации 4 МэВ.
На рис. 72 приведен профиль наведенной активности, полу-
ченный А. Н. Горбачевым и др. при фторометрической съемке
на одном из участков сурьмяно-ртутного оруденения на месторож-
дении Хайдаркан. Повышение наведенной активности в середине
профиля приурочено к сурьмяно-ртутному оруденению в извест-
няках, которому сопутствует флюоритизация.
Рис. 72. Профиль наведенной у-активно-
сти фтора на участке сурьмяно-ртутного
оруденения (/V — число импульсов)
Контрольные вопросы и задачи.
V I. I. Какие источники нейтронов наиболее часто используют в я дермой
геофизике?
V I.2, Какие элементы являются лучшими замедлителями нейтронов?
V I 3. Какая реакция поглощения наиболее типична для тепловых ней-
тронов?
V I.4. Какими особенностями В и 3Нс объясняется их применение в детек-
торах нейтронов?
V I.5. От чего зависят перечисленные ниже нейтронные характеристики гор-
ных пород и каков характер зависимости (возрастающая, убывающая): длина
замедления нейтронов; коэффициент диффузии и среднее время жизни тепло-
вых нейтронов; длина диффузии; суммарная длина миграции нейтронов в про-
цессе замедления и диффузии?
V I.6. Рассчитайте макроскопическое сечение поглощения тепловых нейтро-
нов в BF3 при давлении р= 1 МПа. Микроскопическое сечение захвата нейтро-
нов природным бором (10 % i0B) (ул — 7Д 10~20 м '.
Решение. Число молекул в 1 м3 BF3 (равное числу атомов В) :
= Аор/( Иоро) =6 ‘ 1023- 1/(22,4-103-ОД) =2,56- 1025 м-3.
Здесь Vo = 22,4-lO-3 м3— удельный объем грамм-моля идеального газа;
Рс = нормальное давление (около ОД МПа). Макроскопическое сечение захвата
S3 = Ma3=2,56. 1025-7,7- 10-2S= 1,92 м-1.
V I.7. Рассчитайте макроскопическое сечение рассеяния SP и захвата 23
тепловых нейтронов в пресной воде, кварце и кальците. Микроскопические се-
чения рассеяния для водорода, кислорода, кремния, кальция, углерода состав-
ляют соответственно 3,2 • IO-2S; 4,2-10-28; 1,7Мб-28; 3,2* 10~й8; 4,8-10-28 м2,
сечения захвата 0,33-10-28; 2.10"32; 0,16- 10-28; 0,44-10-28; 4 • 10-31 м2. Ско-
рость тепловых нейтронов 2,2- 103 м/с.
V I.8. Рассчитайте коэффициент диффузии D, среднее время жизни тт и
длину диффузии тепловых нейтронов в средах, перечисленных в задаче VI.7.
V I.9. Используя результат задачи VI.8, рассчитайте значения Р, Тт и Ьд
в водоносном кварцевом песчанике при коэффициенте пористости 10 и 20 %.
V I. 10. Рассчитайте среднее время жизни тепловых нейтронов в галите
NaCI (плотность 2,15 г/см3). Сечение поглощения тепловых нейтронов в Na и
CI сос тавляют соответственно 0,53. 10-28 и 33,8 • 10-38 м2.
V I.ll. По рис. 57 определите основные нейтронные характеристики водо-
носного (минерализованная вода) н нефтеносного (йп=0,8) известняка.
VI 12. По формуле (67) рассчитайте плотность потока тепловых нейтронов
Ф в однородном известняке (коэффициент пористости кц = 20%), насыщенном
соленой водой (200 г/л), на расстояниях 5 и 50 см. Значения тт и Lri най-
дите по рис. 57, поглощением в процессе замедления можно пренебречь
(0 = 0).
V I. 13. Рассчитайте плотность потока тепловых нейтронов в нефтеносном
песке (а'п = 0,8). Остальные условия такие же, как и в задаче VI.12. По резуль-
татам задач VI. 12. и VI. 13 дайте заключение о характере влияния нефтснасы-
щения на результаты ННМ-Т.
V I.I4. Рассчитайте плотность потока тепловых нейтронов в водоносном
песчанике при Кп=10%. Остальные условия такие же, как и в задаче VI.12.
Сравнивая результаты решения задач VI.12. и VI.14, дайте заключение о влия-
нии водородсодержания пород на результаты ННМ-Т при малых (г = 5 см) и
больших (г=50 см) размерах зонда.
V I. 15. Какова область применения стационарных нейтронных, методов при
поисках и разведке нефти, газа и твердых полезных ископаемых?
V I. 16. Как изменяется инверсионный зонд и дифференциация показаний
СНМ в допнверсиоппой области при переходе из однородной среды в сква-
жину среднего и большого диаметра, заполненную водой или нефтью?
V I. 17. Как влияют глинистость и загипсоваппость пород на показания СНМ
при больших зондах?
V I. 18. Какие народы отмечаются максимальными показаниями на диа-
граммах СНМ для больших зондов?
230
V I. 19. На чём основано применение СНМ. для разделения пород, насыщен-
ных водой и газом, водой и нефтью?
V I.20. На чем основано применение НГМ для выделения в разрезе сква-
жин борсодержащих пластов? Как их выделяют на диаграммах НГМ?
V 1.21. Какие характеристики скважины влияют на результаты СНМ и
почему? Какие особенности среды, заполняющей скважину, противоположно
влияют на результаты НГМ и ННМ-Т и практически не влияют на результаты
ННМ-НТ?
V L22. Какова область применения спектральной модификации НГМ
в скважинах? Что ограничивает ее применение для элементного анализа пород?
V I.23. Для чего используют спектральные отношения при НГМ-С?
V I.24. Для решения каких задач применяют полевые нейтронные методы?
На чем основано их применение для решения каждой задачи?
V I.25. Назовите модификации СНМ, нашедшие применение при лаборатор-
ном анализе образцов. На чем они основаны и для определения каких харак-
теристик пород используются?
V I.26. Какие породообразующие элементы (см. табл. 18) наиболее сильно
искажают результаты нейтронного абсорбционного анализа? Какое их ядерное
свойство при этом имеет значение?
V I.27. Рассчитайте ослабление параллельного пучка тепловых нейтронов
при нейтронно-абсорбционном анализе образцов. Состав образца: CsiO 80 %;
Сре 0 =20%; плотность 6 = 3 г/см3. Толщина образца равна 5 см. Сечение по-
глощения нейтронов см. в прил. 2.
Решение. Молекулярные массы:
MSiO„ = 28+ 2-16 = 60; MFfrOj = 2+6+ 3-16 = 160.
Число атомов в 1 м3 образца:
^SiO.. Аo6cSiO./MSiO2 = 6'1023• 3• 10е • 0,8/60 = 2,4-1028,
WFc = 6-1023.3- 10е-0,2/160 = 2,24-1027.
Макроскопическое сечение захвата:
Sa = VSiOj (o3Si + 20зО) + ^FCiOJ2o3Fe + З+о) = 2,4-10^ (0,16 -10-28 +
+ 2-0.0004-10~28) = 0,385+ 1,18 = 1,57 м-’.
Ослабление Ф/Фо = е 3 =е =е ж0.92, т. е. на в %.
V I.28. Рассчитайте ослабление пучка нейтронов в образце СаСО5 толщи-
ной 10 см.
V I.29. В чем заключается импульсный нейтронный метод? Для определе-
ния каких нейтронных характеристик пород его используют? Для решения ка-
ких геологических задач?
V I.30. Скорость Ii по данным ИННМ при временах задержки / = 0,5 и
f=l мс составляет соответственно 1000 и 200 имп/мин. Ширина «окоп» в двух
каналах одинакова. Определите среднее время жизни тепловых нейтронов тт.
V I.31. Скорость счета Л при ИНМ для времени задержки 4 = 0,6 мс ока-
залась 1000 имп/мин. В течение какого времени /изм необходимо проводить за-
меры на точке, чтобы для £=2мс получить статистическую погрешность6 = 2 %.
Среднее время жизни тепловых нейтронов 0,5 мс-'.
Решение. Общий счет УДИЗМ при задержке /г определяется из условия
6= 1/V^h3m = 0,02,
где
f г 4)/тт “ 1’5/0,5 КП J
= Iy е k 1 т = 103 е = 50 имп/мин.
Отсюда Oism^ 1/б2/иам) = 1/0.022-50 = 50 мин.
V I.32. Решите задачу VI.31 при условии /а= 1,5 мс. 6=5 %.
V L33. На чем основаны и для чего используют импульсные методы реги-
страции запаздывающих нейтронов и у-излучения радиационного захвата?
231
VI,34. Определите начальную активность 28А1 в образце массой 100 г. Со-
держание алюминия 0,1 г/г, время облучения /о6л = 5 мп» в пучке с плотно-
стью потока тепловых нейтронов Ф — 10s (м2-с)-1.
Решение. Согласно табл. 19 сечение активации ssAi o"aHT = 21 • Ю"30 №, пе-
риод полураспада 2, 3 мин (а=0,3 мин-1). Число атомов 27Л1 в образце jVai =
= 6 • Ю23 100 • 0,1/27 = 2.22 • 1024. Согласно формулам § 39, активность образца
к концу облучения
А -- Ад1ФОакт(1 — е-М°бл) 2.22- кЛ 1Q6-21 -10^° (1 -е~°’3'5) =
— 46,6 (1 — е~'’5) w 36 Бк.
V I.35. Определите начальную активность 24Na в образце массой 200 г,
облученном в пучке нейтронов с плотностью потока Ф=10& (м5-с)~] в течение
20 ч. Содержание 23Na в образце 10-2 г/г.
V 1.36. При измерении наведенной активности образца получили следующие
результаты.
Время после облучения, I, с 1 2345678
Скорость счета /, имп/мин 8390 3702 1725 835 416 207 100 48
Постройте график спада активности во времени в полулогарифмическом мас-
штабе (логарифмический масштаб по оси /, арифметический по оси /), расчле-
ните его на кривые спада активности отдельных изотопов, найдите их периоды
полураспада и начальные активности 1 (/=0).
V I.37. Для определения каких элементов в образцах горных пород исполь-
зуют нейтронный активационный анализ? То же в скважинах?
V I.38. Какие различия в методике активационного анализа в скважинах
для изотопов с малым и большим периодом полураспада?
V I.39. Каково назначение полевого фторометрического анализа?
Глава VII
АКТИВНЫЕ ГАММА- И ДРУГИЕ МЕТОДЫ
ЯДЕРНОЙ ГЕОФИЗИКИ
§40 . ФОТОНЕЙТРОННЫЙ (ГАММА-НЕЙТРОННЫЙ) МЕТОД
Кроме трех основных типов взаимодействия с веществом, рас-
смотренных в § 5, у-кванты вызывают еще несколько реакций, не
играющих заметной роли в ослаблении излучения, но интересных
с точки зрения вызываемых ими вторичных излучений. Из них
наиболее важны для ядерной геофизики фотоядерные реакции
(у, > Cv, Р)> (У» а) и некоторые другие. Часто продукты этих
реакций оказываются радиоактивными, и на их изучении осно-
вывается у-активационный анализ (см. § 41). Здесь рассмотрим
фотонейтронный (у-нейтронный) анализ, основанный на регистра-
ции нейтронов, возникающих по фотонейтронной реакции (у, п)
при облучении горных пород жестким у-излучением.
Фотонейтронные реакции пороговые, энергия Вдор для большин-
ства элементов изменяется от 8 до 16 МэВ, для небольшого числа
изотопов —4—8 МэВ, и лишь для двух из них пороговая энергия
столь мала (1,67 МэВ для 9Ве и 2,23 МэВ для 2|D), что реакция
может вызываться радиоизотопными источниками, наиболее
232
удобные из которых дают ужванты с энергией до 2,5—3 МэВ.
Для осуществления реакции на других изотопах необходимо ис-
пользование более жесткого излучения от ускорителей. Но так
как ускорители для буровых скважин не разработаны, фотоней-
тронный анализ на другие изотопы, кроме 9Ве и 2iD, осуществим
пока лишь в лабораториях. Соответствующие методики находятся
на стадии разработки и опробования. При использовании бета-
трона достигнута чувствительность анализа 8*10~3% Li, 5х
X 10-3 % Hg, 4 • 10-3 % W и т. д.
В промышленном масштабе у-нейтронный метод (ГНМ) при-
меняют для определения Be в образцах горных пород и в усло-
виях их естественного залегания. Для селективности анализа на
Be используют у-нзлучение с энергией, промежуточной между по-
рогами реакций на Be и 2iD (от 1,67 до 2,23 МэВ). Подходящим
источником является 124Sb с энергией у-квантов 1,69 МэВ (50 %
от числа распада) и 2,09 МэВ (около 6,5%). Поскольку сечение
реакции 9Ве (у, п) при таких энергиях невелико, берут сравни-
тельно большие навески проб, а для более полного использо-
вания излучения источника его помещают внутри кассеты с про-
бой.
Из-за значительной активности используемых источников (ра-
диевый у-эквивалент до 10s—109 Бк) датчик установки для био-
логической защиты окружают свинцовым экраном, а также исполь-
зуют дистанционные устройства для смены проб. Для фотоней-
тронного анализа проб и исследования поверхности обнажений
и горных выработок используют несколько выпусков берилле-
метров типа «Берилл». Эти установки аналогичны по . принципу
действия и схемному решению. «Берилл-2» выпускался в лабора-
торном и полевом вариантах, «Берилл-3» и «Берилл-4» только
в полевом варианте.
Комплект бериллометра включает блок датчиков, пульт управ-
ления, сменные блоки замедлителя нейтронов и сборный свин-
цовый экран с дистанционной системой смены проб. На рис. 73
приведена схема датчиков «Берилл-2». В полевом варианте при-
бора к нижней части счетчика крепится парафиновый цилиндри-
ческий блок (приставка) 2, по центру которого расположен свин-
цовый конический экран 3, а между ним и дном блока — источник
,24Sb. Фотонейтроны, образующиеся в породе, замедляются в па-
рафиновых блоках 2, 8 и регистрируются счетчиками, состоящими
из ФЭУ 9, светопровода — отражателя нейтронов 6 и люминофора
5 в виде диска из плексигласа, в котором равномерно распре-
делены зерна ZnS (Ag)+B. В лабораторном варианте прибора
детектор помещен в приставке, состоящей из корпуса 14 и свин-
цового экрана 11. Для повышения выхода фотонейтронов источ-
ник входит в канал на оси кассеты 13 с образцом. Экран 3 защи-
щает детектор от прямого у-излучения источника. Замедлителем
нейтронов служит парафиновый блок 4. В верхней части экрана
11 имеется цилиндрическое отверстие, при измерениях закрытое
свинцовой пробкой 16. При смене пробы ее вместе с пробкой 16
233
Рис. 73. Схема датчиков берилл о метра «-Берилл-2» для опробования проб боль-
шого объема и измерений в естественном залегании (а) и для лабораторного
анализа отобранных проб (б):
/“источник у-излучения 124Sb; 2 — приставка для полевых измерений; 3, // — свинцовый
экраны; 4, S — парафин; 5 — люминофор ZnS(Ag)+B; 6 — светопровод—отражатель ней-
тронов; 7 — гильза счетчика: 9 — ФЭУ; /0 — кольцо для переноски датчика; /2 — грану-
лированный свинец с парафином: 13 — кассета с исследуемой пробой; 14 — корпус при-
ставки для лабораторных измерений; 15 — устройство для дистанционной смены проб;
16 — свинцовая пробка
поднимают с помощью устройства /5 для дистанционной смены
проб.
Чувствительность установки 2000 имп/мип на 1 % Be в поле-
вом варианте и 5000 имп/мин —в лабораторном. Фон от источ-
ника 4 • 108 Бк составляет соответственно 5—6 и 2—3 имп/мин.
Это позволяет определить концентрации Be не менее (2—3)X
Х10~4%.
Датчик «Берилл-4» (рис. 74) отличается от полевого варианта
«Берилл-2» лишь некоторым изменением формы отдельных де-
талей экрана 2 между источником у-квантов 1 и детектором ней-
тронов 3, световода 4, парафинового замедлителя 5, корпуса 7,
мощность источника около 109 Бк.
Несмотря на наличие в бериллометрах экранов между источ-
ником и детектором нейтронов, интенсивность у-квантов, достига-
ющих детектора, довольно высока. Но амплитуда импульсов от
них в детекторе ZnS(Ag)4-B значительно меньше, чем от нейтро-
нов, и легко отсекается дискриминатором.
Определенные искажения при анализе вносит наличие в по-
роде элементов с высоким сечением поглощения нейтронов. Со-
держание 2,5 % В2О3 или 0,25 % Cd2O3 при анализе больших проб
(100—150 г) приводит к ошибке в определении Be до 10—15 %.
Фотопейтронный анализ на Be не уступает по точности и чувстви-
тельности химическому, значительно превосходя его по производи-
тельности и оперативности.
234
Методика определения ID ана-
логична описанной. Используют ис-
точники 5вСо (£v до 3,25 МэВ),
MsTh (до 2,62 МэВ) или 24Na (£v =
= 1,38 и 2,75 МэВ). Для исключе-
ния влияния D в парафине в каче-
стве замедлителя берут графит.
Прибор для определения Be
в скважинах содержит источник
124Sb активностью до 4-109 Бк и
индикатор нейтронов, удаленный от
источника на 10—15 см. Поскольку
естественный фон нейтронов исклю-
чительно мал, можно определять
весьма малые концентрации Be.
При активности источника 4- 109 Бк
чувствительность серийного прибора
ГНК-2 составляет 50 имп/мин на
0,01 % Ве20з, что достаточно для
определения содержания Ве20з в
несколько тысячных процента.
На показания ГНМ кроме кон-
центрации Be влияют,
Рис. 74. Схема датчика берилл0-
метра «Берилл-4»:
; — источник у-квантов; 2 — экран;
3 — детектор нейтронов; 4 — свето-
вод; 5 — парафиновый замедлитель;
6 — ФЭУ; 7 — корпус
особенно нейтроli-
on е видно, у-лучевые и
ные свойства горной породы. При использовании обычных зондов
рост плотности пород увеличивает показания ГНМ, а влияние во-
дородсодержания различно в зависимости от размера зонда и диа-
метра скважины. Присутствие в породе элементов с высоким се-
чением поглощения нейтронов во всех случаях уменьшает пока-
зания ГНМ. При регистрации тепловых нейтронов это влияние
составляет несколько процентов на 0,01 % бора. Увеличение диа-
метра скважины уменьшает показания как в пустой, так и в за-
полненной скважине.
Форма кривых ГНМ против одиночных пластов почти симмет-
рична (при практически нулевой скорости движения прибора) и
похожа на кривые ГМ. Показания в середине однородного пласта
практически не зависят от его мощности А, если йб превышает
80 г/см2. При этом границы пласта отбивают на середине высоты
аномалии. При меньшей мощности показания снижаются, с ее
уменьшением, однако площадь аномалии при этом остается про-
порциональной произведению мощности на концентрацию Be.
Поэтому при малой h интерпретируют данные по площади под
аномалией. Пересчетный коэффициент, соответствующий скорости
счета против мощных пластов с единичной концентрацией Be,
находят путем измерений на моделях пластов или в опорных
скважинах с известным по данным керна содержанием Be в от-
дельных пластах.
Относительно низкая скорость счета нейтронов при ГНМ ог-
раничивает скорость движения прибора в скважине до 200—
250 м/ч. Против рудных интервалов измерения повторяют со ско-
235
ростью 25—30 м/ч. Разработка малогабаритных скважинных
источников жесткого у-излучения может расширить область при-
менения ГНМ, например, обеспечить выделение нефтеносных плас-
тов и определение положения водонефтяного контакта в обсажен-
ных скважинах в условиях пресных пластовых вод, где ИННМ
эту задачу не решает. Возможность выделения нефтеносных плас-
тов по данным ГНМ основана на реакции 13С (у, /г), имеющей
относительно низкую пороговую энергию (4,45 МэВ). Как пока-
зывают лабораторные исследования, выход фотонейтронов из
нефтеносного пласта при облучении у-квантами с энергией 7 МэВ
в несколько раз больше, чем из водоносного пласта. При дальней-
шем увеличении энергии излучения эффект на ВНК уменьшается
из-за роста вклада реакции (у, п) на кислороде.
§41 . ГАММА-АКТИВАЦИОННЫЙ АНАЛИЗ
В результате фотоядерных реакций часто образуются радио-
активные изотопы с периодами полураспада, удобными для ана-
лиза (от секунд до нескольких часов). При энергии квантов до
20 МэВ наиболее вероятны фотонейтромные реакции, а для лег-
ких ядер заметное значение имеют также реакции (у, р). Харак-
теристика некоторых из таких реакций приведена в табл. 20.
Зависимость сечения фотоядерных реакций от энергии имеет резо-
нансный характер, поэтому в табл. 20 приводятся также значе-
ния резонансной энергии.
Для активации у-квантами используют в основном бетатроны
и микротроны. Сечения фотоядерных реакций на один — два по-
рядка ниже типичных значений сечения активации нейтронами.
Это наряду с относительной громоздкостью существующих источ-
ников у-излучепия обусловило меньшее распространение у-акти-
вационного анализа. Вместе с тем при у-активационном анализе
на ряд элементов образуются более короткоживущие изотопы, что
повышает экспрессность анализа. Отсутствие эффекта самоэкра-
нирования позволяет для повышения чувствительности и пред-
ставительности анализа использовать большие навески. При ана-
лизе на относительно тяжелые элементы с использованием излу-
чения с энергией менее 14 МэВ удается исключить помехи от
большинства породообразующих элементов, энергия порога ре-
акции для основных изотопов которых более 13—14 МэВ. По-
этому есть основания ожидать, что по мере развития аппаратуры
применение у-активационного анализа будет расширяться.
В табл. 21 приведены пороги чувствительности на ряд элемен-
тов, для определения которых удобно применение у-активацион-
ного метода. К настоящему времени разработаны методики опре-
деления С, О, F, Си, Zn, Zr, Ti, Au.
По технике и методике не отличается от у-активационного
анализа также активация в результате реакций (у, у'), т. е. не-
упругого рассеяния у-квантов. Если их энергия больше энергии
первого уровня возбуждения ядра, могут происходить неупругие
рассеяния квантов с передачей части энергии на возбуждение
236
Таблица 20. Некоторые реакции активации у-квантами
Активируемый изотоп (доля изотона в есте- ственной смеси изотопов данного элемента, %) Реакция Радиоактивный продукт реак- ции Период полу- распада i Энергия излучения радиоактивного продукта, МэВ Энергия порога реакция, МэВ Резонансная энергия, МэВ Максимальное Сечение актива- ции, 10~3i№ j
части- цы у-кванта
’гС (98,89) (Y, n) ПС 20.5 мии 0,96 18,6 22,8 10,4
i6O (99,76) Го же 2,03 мии 1,73 15,6 21,9 14,0
2»Si (92.27) » 27Sj 4,2 с 3,85 0,84 17,1 20,9 21,0
2«Si (4,68) (Y, P) 28Д1 2,3 мин 2,87 1.78 12,8 19,6 31,0
30 Si (3,05) To же 29 Al 6,6 мин 2,5 1,4 1,28 2,43 12,9 21,0 32,0
32S (95,0) (у, «) То же siS 2,6 с 4,42 1,28 14,7 20,1 15,0
ЧУ1 (100) 26 Al 6,5 с 3,21 -— 12,8 19,6 22,0
4гСа (96,97) » 3GCa 0,9 с 5,5 2,5 15,9 19,6 15,0
8®Cu » 62Cu 9,6 мин 2,9 0,66—2,24 10,8 18,1 100
64Zn » G3Zn 38 мин 2,32 0,96 1,84 2,6 11,6 18,7 120
NZr » 8t^zr 4,4 — 0,56 1,5 12,5 18,0 270
«Ti 45Ti 3,1 ч 1,02 — 13,3 — —
ядра. При этом иногда образуются метастабильные ядра (табл.
22), т. е. ядра, среднее время жизни которых на возбужденном
уровне значительно больше обычной величины (около 10 '15 с).
Их переход на основной уровень, сопровождаемый у-излучением,
подчиняется тому же закону, что и радиоактивный распад: ак-
Таблица 21. Пороги
чувствительности у-
актмвационного анализа
(по В. В. Сулину)
Элемент Порог чув- ствительно- сти , г 1
Ga, Rh, Re, Т1 re-10—5
Са, Rb, Y, In, Се, Gd, W, Rb n • 10~G
B, Ne, Mg, Al, Si, S, K, Cr, Fe, Br, Mo, J П.10~7
C, N, O, F, P, Ti, Zn, Sr, Zr, Ag, Ta, Au re 10-s
Mn, Ni, HI, Cu, Sb, Hg re - IO-»
Co, As, Nb, Cd re-lO-w
тивность метастабильных изотопов
уменьшается во времени по экспоненци-
альному закону.
При энергии квантов менее 5МэВ
возбуждение метастабильных состояний
Таблица 22. Характеристика некоторых реакций (у,
)»') с возбуждением метастабильных состояний
Изомер Период полурас- пада Энергия у-излучения изомера, МэВ Порог чувстви- тельности анализа, 10“5 г/г
ST^Sr 2,8 ч 0,388 13
107reiAg 44,3 с 0,093 20
39,6 с 0,088 20
187rn Ba 2,6 .мин 0,662 170
17втрв 19 с 0,2(5 0,67
197/ПДи 7,2 с 0,279 1
0,070
199ГМ p]g 42 мин 0,(59 4
237
Рис. 75. Спектр наведенной
активности образца из эпи-
термально] о золотосеребря -
него месторождения, содер-
жащего
2 Ы-4 % Ли, 4 10"4 % Ag,
3 10 4 % Hf, 0,3 % Ba
является почти единственным видом активации ядер. Поскольку
фотовозбуждение метастабильных состояний с подходящим пе-
риодом полураспада наблюдается для относительно небольшого
числа изотопов, этот способ обладает высокой селективностью.
Для возбуждения метастабильных изомеров используют у-из-
лучение от ускорителей или даже радиоактивных источников боль-
шой активности. Для исключения влияния фотоядерных реакций
энергию излучения выбирают ниже их пороговой энергии для ос-
новных сопутствующих элементов.
Подбирая энергию источника у-излучения и временные режимы
облучения и измерения с учетом присутствия мешающих элементов,
добиваются наилучшего соотношения между выходами изомеров
определяемого элемента и мешающих радиоактивных изотопов.
Например, для проб эпитермальных золотосеребряных место-
рождений оптимальным оказалось тормозное излучение с макси-
мумом энергии 10 МэВ. При этом кроме аналитических линий зо-
лота (279 кэВ) и серебра (88 и 93 кэВ) заметный вклад в изме-
ряемый спектр дают изомеры гафния (179mHf) и бария (137тВа),
характеристики которых приведены в табл. 22. Однако сцинтилля-
ционный спектрометр достаточно надежно выделяет анализируе-
мые линии серебра и золота (рис. 75) и позволяет определять Ап
при его содержании в пределах от 0,5 до 500 г/т и Ag от 10 до
2000 г/т.
§ 42. МЕТОД РАССЕЯННОГО ГАММА-ИЗЛУЧЕНИЯ
(ГАММА-ГАММА-М ЕТОД)
При гамма-гамма-методе (ГГАА) горную породу облучают ис-
точником у-квантов и регистрируют интенсивность у-излучения,
достигающего индикатора излучения, расположенного на некото-
ром расстоянии I от источника (рис. 76). Это расстояние назы-
вают длиной зонда. Фильтр из тяжелого металла (Fe, Pb, W и
др.), установленный между источником и индикатором, практиче-
ски полностью поглощает прямое излучение источника. Поэтому
измеряемое в этом методе y-излучение почти полностью состоит из
излучения источника, претерпевшего хотя бы одно рассеяние на
атомах среды, окружающей источник. Отсюда я название метода.
238
Рис. 76. Схема зондов метода рассеянного из-
лучения:
1 — источник "у-излучения; 2 ~ детектор: 3 — свин-
цовый экран
В скважинах малого диаметра ис-
пользуют зонды с осевой симметрией
(см. рис. 76, а). Зонды для скважин
диаметром 59—110 мм несимметрич-
ные и с прижимным устройством (см.
рис. 76, б), позволяющее уменьшить
влияние скважины. В приборах боль-
шого диаметра, предназначенных для
исследования скважин диаметром бо-
лее 150 мм, появляется возможность
Таблица 23. Параметры диффузии
у-квантов еоСо (Еу — 1,25 МэВ)
Параметр Вода Песчаник (Ап = 40%)
Плотность, г/СМ3 I 2
Эффективный 7,42 11,4
атомный номер Dy 10 ^10,см2/с. 9,55 5.02
см 17 7,8
коллимации излучения и источника, и детектора, что еще более
уменьшает влияние скважины и увеличивает глубинность метода.
Наконец, для исследования пород на плоских поверхностях (зем-
ная поверхность, стенки горных выработок) применяют плоские
зонды (см. рис.) 76, а).
Когда у-кванты большой энергии, вылетающие из источника,
претерпевают несколько актов рассеяния и значительно умень-
шают свою энергию, они поглощаются в результате фотоэффекта.
Поскольку взаимодействие кванта с веществом является случай-
ным процессом, разные кванты до своего поглощения успевают
пройти различные расстояния от источника. По мере удаления от
источника поток у-квантов уменьшается примерно по закону, опи-
сываемому выражением (34): убывает с расстоянием тем быстрее,
чем больше ц, т. е. чем выше плотность среды и концентрация тя-
желых элементов в ней.
Иногда для описания распределения у-квантов вокруг точеч-
ного источника используют решение уравнения диффузии, имею-
щее для у-квантов вид
Фу = [Qc/(4nD^r) 1 exp (—r/Lv), (68)
где с —скорость света; Dv — коэффициент диффузии у-квантов.
Для распределения у-квантов, спектр которых укладывается в об-
ласть преобладания комптоновского рассеяния, коэффициент
диффузии и длина переноса у-квантов Lv зависят практически
239
только от энергии и плотности среды б. Значения этих коэффици-
ентов для источника 60Со и некоторых значений (5 приведены
в табл. 23.
В области комптоновского рассеяния и при И< (20—30) Dv и
Lv> как и коэффициент линейного поглощения р, определяются
(кроме энергии у-квантов) лишь плотностью среды 6, точнее, Dv и
Lyобратно пропорциональны плотности: Dv = п/б, Гт = 6/6, где коэф-
фициенты а и b зависят от начальной энергии у-квантов. С учетом
этого формулу (68) можно записать в виде
Ф QcS -с. (68а)
Отсюда следует, что, как и в стационарных нейтронных мето-
дах, существует доинверсионная область (r^Lv), где зависимость
показаний от плотности прямая, и заинверсионная область (г>
>1»), где показания уменьшаются с ростом плотности б.
Поскольку Ly ~ 1/6, при конечном интервале изменений б име-
ется целая инверсионная область (7ИН1ф. Например, для источника
60Со и интервала 6^1,54-2 г/см3 эта область составляет примерно
5—12 см, т. е. удовлетворяет условию 6/инв~17 см.
Чтобы получить достаточную чувствительность прибора, раз-
мер зонда должен хотя бы в несколько раз превышать указанные
значения. В соответствии с этим длину зонда ГГМ, т. е. расстоя-
ние I между детектором и источником, выбирают исходя из соот-
ношения /б = 40у-100 г/см2. Минимальная длина зонда нередко ог-
раничивается толщиной фильтра, которая должна быть не менее
5—7 см при использовании источника 137Cs (Ev=0,66 МэВ) и 10—
12 см для 60Со (Ev- 1,17 и 1,33 МэВ).
В породах, содержащих тяжелые элементы, кроме б заметно
влияет и средний атомный номер, особенно при малой энергии ре-
гистрируемых у-квантов. При использовании больших зондов по-
казания детектора уменьшаются с увеличением как плотности гор-
ной породы, так и концентрации в ней тяжелых элементов. Сте-
пень влияния последнего фактора на показания ГГМ можно
изменять выбором начальной энергии у-квантов (выбором источ-
ника) и энергии квантов, преимущественно регистрируемых инди-
катором (выбором индикаторов). В соответствии с этим сущест-
вуют две модификации ГГМ: плотностная (ГГМ-П) и селектив-
ная (ГГМ-С).
В ГГМ-П применяют источник у-квантов относительно большой
энергии, чаще всего 60Со, испускающий у-кванты с энергией 1,17
и 1,33 МэВ. Индикатор у-излучения размещают в толстом корпусе
из тяжелого металла (железо), почти полностью поглощающем
мягкие у-кшшты с энергией менее 0,15—0,2 МэВ. В результате
в основном регистрируют у-излучение с энергией более 0,2 МэВ,
а на интенсивность таких квантов не оказывает заметного влия-
ния фотоэлектрическое поглощение, а следовательно, и химиче-
ский состав среды. Показания метода определяются комптонов-
ским рассеянием и зависят лишь от плотности среды: чем больше
240
плотность, тем меньше показания ГГМ-П. Размер зонда ГГМ-П
обычно 20—40 см.
При ГГМ-С применяют источники мягкого у-излучения (менее
0,1—0,4 МэВ) 170Tm, 75Se и др. Индикатор при ГГМ-С настраи-
вают на регистрацию еще более мягкого излучения. Показания
ГГМ-С зависят как от рассеяния у-квантов (следовательно, от
плотности среды), так и от их поглощения, в основном определяю-
щегося концентрацией тяжелых элементов: чем больше их содер-
жание в породе, тем меньше показания метода. Размер зонда
ГГМ-С обычно 10—30 см.
Иногда при ГГМ-С проводят спектрометрию у-излучения, что
позволяет в принципе определить, какие из тяжелых элементов
присутствуют в породе и концентрацию отдельно каждого из этих
элементов. Такая возможность обусловлена тем, что вероятность
поглощения у-кванта атомами данного элемента достигает макси-
мума при совпадении энергии кванта с энергией связи электронов
атома (К-скачок). Присутствие в породе этого элемента приводит
к уменьшению интенсивности у-квантов соответствующей энергии.
Поскольку энергия связи электронов однозначно связана с атом-
ным номером элемента, значение энергии, для которой наблюда-
ется минимум на спектре у-излучения, позволяет определить вид
тяжелого элемента, а интенсивность излучения этой энергии—его
концентрацию. Из-за взаимного влияния элементов с близкими Z
применение таких спектрометрических исследований ограничива-
ется случаем содержания в горной породе одного-двух тяжелых
.элементов.
Все модификации ГГМ имеют малую зону исследования (10—
15 см для ГГМ-П и еще меньше для ГГМ-С). Поэтому на их по-
казания большое влияние оказывают положение прибора в сква-
жине, изменения ближней зоны, т. е. плотности промывочной жид-
кости, толщины глинистой корки, диаметра скважины, наличие
обсадки и т. д. Поскольку плотность глинистого раствора и гли-
нистой корки меньше плотности горных пород, увеличение тол-
щины глинистой корки или удаление прибора от стенки скважины
вследствие наличия каверн уменьшает среднюю плотность среды
вокруг зонда ГГМ и приводит к увеличению показаний. Это может
быть ошибочно проинтерпретировано как уменьшение плотности
породы. Для повышения надежности интерпретации необходимо
иметь кавернограмму. Для уменьшения влияния скважины прибор
прижимают к стенке скважины, а источник и индикатор экрани-
руют экраном из тяжелого металла, за исключением стороны, об-
ращенной к породе (рис. 75, в). В нефтяных и газовых скважинах
для учета изменений толщины глинистой корки применяют одно-
временные измерения двумя зондами различной длины.
По совокупности показаний двух зондов против данного пласта
и показаний в двух эталонных средах (измерения на поверхности
земли) вычисляют плотность горных пород. В качестве эталонных
сред для эталонирования прибора ГГМ-П используют блоки из
материалов различной плотности (алюминий, бетон и т. п.),имею-
241
шие полуцилиндрические выемки для размещения зондовой части
прибора (с направлением коллимационных окон к блоку).
Результаты ГГМ-П, строго говоря, зависят не от 6, а от кон-
центрации электронов в среде, которая приближенно пропорцио-
нальна значению б, но для некоторых сред (с заметным отличием
Z//V1 от s/2) наблюдается некоторое расхождение значений й, оп-
ределяемых по ГГМ-П, от истинного значения. Для исключения
этого эффекта приходится, например, полагать, что плотность эта-
лонного блока А1 составляет 2,65 г/см3 вместо истинного значения
2,7 г/см3.
В рудных скважинах часто используют зонды, в которых ис-
ключение влияния колебаний (в некоторых пределах) как плот-
ности горных пород, так и толщины промежуточного слоя пони-
женной плотности (воздушный зазор, глинистая корка) непосред-
ственно в процессе измерений достигается за счет использования
одного из следующих приемов.
Применение инверсионных зондов. Зависимость показаний ГГМ
от плотности горных пород (и от толщины промежуточного слоя)
при малом размере зонда / возрастающая, а при больших I —
убывающая. При некотором промежуточном (инверсионном) раз-
мере зонда показания метода практически не зависят от измене-
ний плотности в пределах 20—30 % и колебаний толщины проме-
жуточного слоя в пределах 2—3 см.
Применение так называемого двойного инверсионного зонда.
Поскольку изменения показаний доинверсионного и послеинверси-
онного зондов при вариациях плотности пород и толщины слоя
противоположны по знаку, путем выбора длин этих двух зондов
(или соотношения чувствительности детекторов) можно добиться,
чтобы сумма их показаний практически не зависела от изменений
указанных выше мешающих факторов в некотором интервале их
измерения.
Регистрация отношения интенсивностей рассеянного излучения
в двух энергетических интервалах (мягкая составляющая с энер-
гией до 150—200 кэВ, жесткая составляющая — свыше 150—
200 кэВ). Влияние плотности пород и промежуточной зоны на эти
составляющие примерно одинаково, а влияние среднего атомного
номера среды существенно лишь для мягкой составляющей. По-
этому их отношение чувствительно к присутствию тяжелых эле-
ментов, ио практически нечувствительно к колебаниям плотности
и толщины промежуточного слоя.
ГГМ-П применяют для разделения в разрезе скважин пород
е различной плотностью, например, для расчленения галогенных
пород (см. рис. 61), для выделения руд с большой плотностью
(хромитовых, марганцевых, железных и Др.), особенно каменных
углей (имеющих малую плотность по сравнению с вмещающими
породами), а также для определения плотности и пористости по-
род, Непосредственно по показаниям ГГМ-П находят плотность
горной породы. Определение коэффициента пористости £п по плот-
ности породы требует сведений о плотности минерального скелета
242
Рис. 77. Диаграммы ГГМ-С
и ГГМ-П при изучении
угольных пластов (по Л. Н.
Макарову):
1 — зольность углей по хими-
ческому анализу керна; 2 —
диаграмма микроселектипного
ГГМ-С (источник гиАгп, зонд
5 см); 3—диаграмма ГГМ-П
(источник '’“Со, зонд 40 см)
100 60 7.G 0 0 юоо гооо О МО 800
бек породы и плотности жидкости бж, заполняющей ее поры. Наз-
ванные параметры связаны соотношением
б = 6СК (1 — ku) + 6жйп,
откуда получаем следующую формулу для определения порис-
тости
£п = (бСк-адбск-6ж).
ГГМ-С используют для выделения пород, обогащенных тяже-
лыми элементами (свинец, ртуть, вольфрам и др.), и количествен-
ного определения их концентрации. Поскольку показания ГГМ-С
зависят и от плотности горных пород, для повышения надежности
интерпретации его результаты необходимо рассматривать со-
вместно с диаграммой ГГМ-П.
Иногда геологическая задача может быть в принципе решена
любой из модификаций ГГМ. Это относится, например, к богатым
рудам тяжелых элементов, аномальных и по своей плотности. Это
же относится к задаче расчленения и определения зольности уг-
лей, области, в которой ГГМ впервые нашли самое широкое при-
менение.
На рис. 77 приведены диаграммы ГГМ-П и так называемого
микроселективного ГГМ (зонд малой длины с коллиматором,
в данном случае 5 см) в интервале угольных пластов. Пласты чи-
стых углей (малая зольность Хс) отмечаются высокими показа-
ниями обеих модификаций метода. Но диаграмма микроселектив-
ного ГГМ-С не только лучше расчленена, но также и более чув-
ствительна к зольности (например, интервал 290—296 м).
Из-за малой зоны исследования ГГМ для изучения геологиче-
ского разреза скважин наблюдения проводят в необсаженных
скважинах. В обсаженных скважинах показания ГГМ в зависи-
243
мости от типа источника и конструкции зонда определяются в ос-
новном толщиной и плотностью цементного камня, толщиной или
внутренним диаметром обсадной колонны, и поэтому их приме-
няют для определения качества цементирования, толщины и внут-
реннего диаметра колонны.
§43. ФЛЮОРЕСЦЕНТНЫЙ
РЕНТГЕНОРАДИОМЕТРИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
Наиболее широко используемая модификация рентгенорадио-
мегрического метода (PPM) — рентгенофлюоресцентный анализ
основан на возбуждении атомов анализируемых элементов с по-
мощью у-излучения и регистрации характеристического рентгенов-
ского излучения возбужденных атомов. Другая модификация
РРМ — рентгеноабсорбционный анализ, основанный на сравнении
поглощающей способности пробы по отношению к у-квантам близ-
ких энергий, одна из которых несколько меньше, а другая не-
сколько больше энергии К-, иногда L-скачка для анализируемого
элемента (см. § 44). Благодаря работам А. Л, Якубовича и др.
разработана методика лабораторного анализа на большинство
элементов с Z>30 и на некоторые элементы с Z>20, а также ор-
ганизован выпуск промышленностью серии приборов для анализа
в различных условиях.
Физические основы. Как известно, энергия связи электронов
быстро уменьшается при переходе с внутренних электронных обо-
лочек атома на внешние. Для /(-оболочки она примерно на поря-
док выше, чем для L-оболочки. Вероятность фотопоглощения уве-
личивается с ростом энергии связи электрона. Поэтому при
<Ек фотоэффект происходит в основном на /(-электронах, при
Eb<zEy <ЕК — на L-электронах и т. д.
Вакантное место, образовавшееся при удалении фотоэлек-
трона, практически мгновенно (КС7—10~16 с) заполняется элек-
троном с более высокого уровня, а разность энергии двух обо-
лочек передается у-кванту (фотону), сопровождающему такой
процесс. Совокупность всех линий, образующихся в результате
перехода с разных уровней на /(-уровень, называют /(-серией, на
L-уровень — L-серией и т. д.
Напомним, что отдельные оболочки подразделяются на ряд
подуровней с близкими значениями энергии (например, под-
уровни Li, Lu и Lul; AIj—A1iv и t. д.). Поэтому теоретически воз-
можно большое число вариантов перехода электронов с одной обо-
лочки в другие. Однако вероятность многих переходов мала, и
в спектре излучения возбужденных атомов (при удалении элек-
тронов с фиксированного уровня) преобладает небольшое число
энергетических линий. При удалении /(-электрона примерно в по-
ловине возбужденных атомов происходит переход с уровня Аш на
/(-уровень (так называемая /(а1-линия). Далее по интенсивности
идут серии /(щ и /(₽2, связанные с переходом с уровней Ап,
Mui и A/ш. Их интенсивность соответственно в 2, 4, 40 раз меньше.
244
К-серия
Рис. 78. Схема основных переходов
п_| для К- и Л-ссрий характеристического
излучения
Рис. 79. Геометрия измерений при флю-
оресцентном анализе:
1 — экран; 2 — источник; 3 — детектор; 4 —
проба
чем интенсивность Ка1-лииии. Спектр Л-серии гораздо сложнее,
поскольку здесь происходят переходы с различных уровней на три
подуровня L-оболочки. Наиболее интенсивны группы линий Ла1,2,
Lpi-4 и Lvl, приведенные на рис. 78.
Энергия рентгеновского излучения, регистрируемая при PPM,
относительно мала. Например, энергия самой жесткой £р1-линии
составляет 88 кэВ для 82РЬ и 4 кэВ для 20Са. Поэтому при РРМ
используют тонкие спектрометрические кристаллы Nal (Т1) или
CsI (TI) и ФЭУ с низким уровнем собственных шумов. Для повы-
шения энергетического разрешения применяют также пропорцио-
нальные счетчики. В последние годы в лабораторной практике ис-
пользуют также полупроводниковые детекторы.
Методика флюоресцентного рентгенорадиометрического ана-
лиза образцов. В принципе анализ возможен при различном вза-
имном расположении источника, образца и детектора. Наиболее
удобно располагать источник и детектор с одной стороны образца
(рис. 79). Для повышения чувствительности метода можно при-
менять два или больше источников или использовать кольцевые
источники, размещенные по периферии воспринимающей поверх-
ности детектора. Для уменьшения фона первичного у-излучения,
рассеянного от образца (угловое распределение имеет минимум
245
Рис. 80. Принцип действия
дифференциальных фильтров:
а — зависимое гь массовых коэф-
фициентов поглощения фильтру-
ющих элементов от энергии фо-
тона: б зависимость 'пц от
энергии фотонов для сбалансиро-
ванных фильтров
Рис. 81. Расположение источ-
ника (1), детектора (2), пробы
(3) и мишени (4) при двухсту-
пенчатом возбуждении
при угле рассеяния 90°), источник и детектор относительно пробы
располагаю!' гак, чтобы угол между пучком, падающим на обра-
зен, и вторичным излучением от образца был близок к 90°.
Энергетическое разрешение сцинтилляционных спектрометров
ухудшается с уменьшением энергии излучения и в интервале 10—
100 кэВ составляет от 100 до 20 %, Поэтому кроме исследуемой
линии определяемого элемента регистрируют и некоторую часть
излучения других элементов и рассеянное излучение источника,
Наибольший вклад дают элементы с атомным номером, близким
к номеру определяемого элемента. Для повышения надежности
разделения определяемого и мешающих излучений перед сцинтил-
ляционным детектором размещают кристалл-анализатор или диф-
ференциальные фильтры Росса. Диспергирующие пластинки (кри-
сталл-анализатор) изготовляют обычно из кварца и изгибают
в виде цилиндрической поверхности. Из-за различного коэффици-
ента преломления рентгеновского излучения разной энергии кри-
сталлом оно разлагается в спектр. При размещении на пути пре-
ломленного пучка пластинки со щелью можно пропускать к детек-
тору тот пли иной участок спектра.
Принцип действия фильтров Росса приведен на рис. 80. Пусть
необходимо определить интенсивность излучения с энергией Е. По
таблице энергией К-краев поглощения (табл. 24) выбираем такой
атомный помор Z, чтобы энергия Д-края Е"к для элемента Z была
несколько меньше, а энергия Д-края для элемента Z+1 больше,
чем Е (см. рис. 80, п). В области Е<Е'к и Е>Е"К сечения погло-
щения этих элементов различаются мало, и из них можно изгото-
2-16
вить фильтры с такими массовыми толщинами нц, чтобы произве-
дения цтт, а следовательно, и поглощение 7-квантов в обоих
фильтрах были бы одинаковы (см. рис. 80, б).
Если между образцом и детектором помещать поочередно такие
сбалансированные фильтры, то излучения в области энергии
Е<Е'К и E>E,fKi например, мешающие линии Ех или Е2, будут
обоими фильтрами ослабляться одинаково. Разность показаний
детектора при двух фильтрах для таких линий равна нулю. В то
же время аналитическая линия Е, лежащая в интервале (EfKi
Е"к), ослабляется неодинаково и показания прибора при измере-
ниях с двумя фильтрами будут соответственно
г _ г р—(^тт)2.Е г г a~(^mm)z+i,E
* 1 —= / о е , /3 — 70е ,
где (pmm)z, е> (pwn)z+i,js — значения для энергии В; 70 —ин-
тенсивность излучения с энергией в интервале (Е'Ку Е"к), регист-
рируемая без фильтра. Итак, разность этих показаний
Д/ = /1—/2= /оехр |(p(!im)z-u.E —(^)z.d
пропорциональна интенсивности излучения в интервале (Е'к, Е"к),
и на нее не влияет излучение с другой энергией. Поскольку раз-
ность Е"к~Е'к для соседних элементов составляет 0,3—0,4 кэВ
в области Ек^ 1,5-4-2 кэВ и 2—2,5 кэВ в области £г<^70—100 кэВ,
энергетическое разрешение такого метода составляет от 20 до
3. %, что значительно лучше, чем у сцинтилляционного спектро-
метра. В этих условиях роль сцинтилляционного спектрометра сво-
дится к подавлению импульсов от фотонов с энергией, сущест-
венно отличающейся от энергии определяемой линии. Разрешаю-
щая способность полупроводниковых детекторов в отличие от
сцинтилляционных обычно достаточна, чтобы обойтись без допол-
нительного использования фильтров Росса или кристаллов-анали-
заторов.
В качестве источников возбуждающего излучения используют
рентгеновские трубки или чаще радиоизотопные источники. Же-
лательно, чтобы они давали излучение, близкое к монохроматиче-
скому. Однако из-за сложности подбора подходящих у-излучате-
лей часто применяют у-источники, которые вследствие торможения
р-частиц в веществе источника дают также тормозное у-излучепие.
Наиболее часто применяют источник 90Sr (в равновесии с его про-
дуктом распада 9ClY) с энергией у-квантов тормозного излучения
44—400 кэВ, Э04ТГ (44—200 кэВ), 147Рт (20—200 кэВ), S5Fe
(6 кэВ).
Для повышения выхода реакции возбуждения определяемого
элемента, а также уменьшения влияния рассеянного излучения
желательно иметь источник с энергией излучения, лишь ненамного
превышающей энергию характеристического излучения анализи-
руемого элемента. Например, при анализе на самые тяжелые эле-
менты (К-линии более. 80—90 кэВ) используют источник 57Со (Е^~
= 136 кэВ), при анализе на V, Ti, Са, К и Ва — источник 5Же
(Е?=6 кэВ). Однако получить набор радиоизотопных источников,
247
Таблица 24. Энергия фотонов основных линий и краев поглощения /<- и L-серий,
Элемент Д'-край поглощения К-серия
₽1 “2
isM 1 559 1 553 1 487 1,486
19К 3 607 3 568 3 313 3 310
2оСа 4 038 4 012 3 691 3 688
2аСг 5 988 5 946 5 414 5 405
2&Мп 6 537 6 490 5 898 5 887
30 Кг 14 323 14 112 12 648 12 597
15 201 14 960 13 394 13 335
40Zr 17 998 17 666 15 774 15 690
БвВа 37 410 36 376 32 191 31 815
74 W 69 508 67 233 59 310 57 273
8йРЬ 88 001 84 922 74 957 72 794
удовлетворяющих этому условию для различных элементов, прак-
тически невозможно. Поэтому часто применяют способ двухсту-
пенчатого возбуждения, в котором характеристическое излучение
определяемого элемента возбуждается не первичным излучением
радиоизотопного источника, а характеристическим излучением
промежуточной мишени, устанавливаемой между источником и
пробой (рис. 81). При использовании различных мишеней полу-
чают излучение разных энергий с шагом всего в 5—10 % (от 0,4—
1 кэВ при £<15—20 кэВ, до 1—2 кэВ при £>20 кэВ).
На интенсивность аналитической линии влияет не только со-
держание определяемого элемента, но также вещественный состав
пробы вообще. Основное влияние оказывают дополнительное воз-
буждение исследуемой линии жестким характеристическим излу-
чением других элементов, а также различное ослабление у-излу-
чения в образцах разного состава. Исключение или уменьшение
этих помех достигают разными способами, в частности: а) измере-
нием в тонких образцах, что практически полностью может ис-
ключить помехи от поглощения излучений в пробе; б) использо-
ванием внутреннего стандарта, т. е. введением в анализируемую
пробу известного количества элемента с Z, близким к Z анализи-
руемого элемента, при сравнении результатов анализа на этот
элемент с известным его содержанием определяют поправки на
влияние вещественного состава; в) определением поправок по по-
казаниям методов рассеяния у-излучения и др., зависящим от эф-
фективного атомного номера среды.
Для анализа образцов рентгенорадиометрическим методом вы-
пускают значительное число приборов, различающихся назначе-
нием (определяемыми элементами), типом источников излучения
(рентгеновская трубка или радиоизотопный источник), схемой де-
тектирования (кристалл-анализатор в сочетании со сцинтилляци-
онным детектором, газоразрядные пропорциональные счетчики
и т. п.). Часть из них («Минерал-4», «Гагара», БРА-6 и др.) при-
248
Г-край поглощения L-серия
L1 Ln Lin ₽1 «1 “з
87 73 72
341 297 294 — .— —- —
399 352 349 344 — 341 -—
679 583 574 581 — 571 .—-
762 650 639 647 — 636 —
I 931 1 727 1 675 1 638 — 1 587 —
2 067 1 866 1 806 1 752 — 1 694 1 692
2 547 2 305 2 220 2 194 2 219 2 04'2 2 040
5 995 5 623 5 247 4 828 5 156 4 467 4 451
12 090 И 535 10 198 9 670 9 959 8 396 8 333
15 870 15 207 13 044 12 611 12 620 10 549 10 448
годна также для опробования горных выработок и обнажений.
В приборах для анализа на элементы с малым Z = 20-Н40 исполь-
зуют пропорциональные детекторы, при Z>40 — обычно сцинтил-
ляционные счетчики.
При опробовании пород в условиях естественного залегания
флюоресцентной модификацией PPM положительные результаты
получены на месторождениях Sb, Sn, Си, Ti. Возможно примене-
ние метода и для других тяжелых элементов. Излучение опреде-
ляемого элемента выделяют дифференциальными фильтрами, рас-
положенными между изучаемой поверхностью и детектором, или
методом спектральных отношений. Например, для выделения
сурьмы используют дифференциальные фильтры из Ag и Cd.
Зонды PPM в общем подобны зондам ГГМ (см. рис. 75). Раз-
личие заключается в том, что при РРМ индикатор воспринимает
излучение с поверхности породы, непосредственно облучаемой ис-
точником (геометрия прямой видимости). Этого добиваются соот-
ветствующим расположением коллимационных каналов, идущих
от источника к породе и обратно от нее к индикатору излучения.
Для уменьшения влияния рассеянного излучения указанные ка-
налы располагают под утлом примерно 90°, так как вероятность
рассеяния у-квантов под этим углом мала. Кроме того, для погло-
щения собственного рентгеновского излучения материала коллима-
тора, его внутреннюю стенку покрывают многослойной защитой из
материалов, атомный номер которых уменьшается от внешних
слоев к внутренним. Излучение коллиматора и внешних слоев пог-
лощается внутренними слоями. Атомный номер самого внутрен-
него слоя берут столь малым, что его характеристическое рентге-
новское излучение лежит ниже рабочего интервала энергий, ре-
гистрируемых детектором.
Входное окно коллимационных отверстий скважинных прибо-
ров изготовляют из прочного материала с возможно меньшим Z
(обычно 4Ве), чтобы ослабление в окне мягкого регистрируемого
249
Рис. 82. Схема зондов PPM с частичной коллимацией (а) и без коллимации
(б) (по В. А. Мейеру и Е. П. Леману);
1 — источник; 2 — кристалл Nal(Tl); 3 — окно из материала с малым атомным номером
$ Рь
Р7У 2
излучения было достаточно малым. Толщина Be 1,5—2 мм доста-
точна, чтобы выдержать давление промывочной жидкости до 20—
30 Л4Па, и в то же время хорошо пропускает излучение S5Fe
(6,4 кэВ).
Как и при рентгенорадиометрическом опробовании стенок гор-
ных выработок, для исследования скважины методом PPM ис-
пользуют зонды в геометрии прямой видимости (рис. 82, а). Иначе
мягкое характеристическое излучение, легко поглощаясь в породе,
не достигает детектора. Из-за малой глубинности (от п- 10~2 до
п г/см2) на результаты РРМ влияют загрязнение и неровности ис-
следуемой поверхности. Для уменьшения этого влияния исполь-
зуют эффект инверсии, наблюдающийся при небольшом удалении
зонда от исследуемой поверхности. Порог чувствительности опро-
бования 0,05—0,1 %. Точность в отдельной точке неоднородного
разреза может быть невысокой (около 50%), но усреднение пока-
заний нескольких измерений по профилю обеспечивает точность
средних данных 10—20 %.
Рентгенорадиометрический метод исследования скважин, раз-
работанный под руководством В. А. Мейера и А. П. Очкура, ус-
пешно применяют для опробования свинцово-цинково-мышьяковых
руд на РЬ; медно-молибденовых руд на Мо, для определения РЬ
и Ва в свинцово-баритовых оруденениях, а также Hg и Sb в слож-
ных рудах. Перспективно его применение для определения Sn, W
и некоторых других элементов. Порог чувствительности для эле-
ментов с Z = 50-485 составляет 0,2-—0,4%; погрешность средних
показаний против пласта мощностью 2—5 м не превышает 15—
20%, что достаточно для подсчета запасов полезных ископаемых.
Преимущество РРМ по сравнению с ГГМ-С — возможность оп-
ределения содержания отдельных элементов в сложных рудах
(большая селективность) и большая чувствительность для элемен-
тов с Z—40-4-50. Недостаток РРМ —малая глубинность (от долей
миллиметра до 1,5 см) и связанное с этим сильное влияние харак-
тера стенки скважины. Для уменьшения влияния состава руд и
других помех применяют способ спектральных отношений: регист-
рируют отношение скоростей счета в двух каналах спектрометра,
один из которых настроен на линию определяемого элемента,
250
а второй регистрирует рассеянное у-излучение в области энергии,
несколько превышающей энергию А-скачка. Например, при ана-
лизе на РЬ первый канал настраивают на энергию 70—80 кэВ,
а другой — 90—100 или 120—130 кэВ. Экспериментальная про-
верка показала, что такое отношение линейно зависит от содер-
жания анализируемого элемента и на его значение мало влияют
колебания вещественного состава, плотности пород, расстояния от
поверхности породы до источника и детектора.
Для исследования скважин методом PPM промышленность вы-
пускает приборы РРДА и РРША-1: первый для определения эле-
ментов с Z>40 в скважинах глубиной до 1000 м, второй — для
исследования подземных скважин глубиной до 100 м. Комплекс
РРША-1 состоит из скважинного снаряда, пульта управления, ак-
кумуляторных батарей, регистратора Н361, а также толкателя
штанг и катушки с кабелем, установленных на специальной стойке.
К прибору придается защитный контейнер для переноса скважин-
ного снаряда с радиоактивным источником1 (75Se, 57Со, 170Тш, 139Се
и др. активностью 40—60 МБк). Порог чувствительности 0,1 —
0,3 % в зависимости от Z и ряда других условий. Погрешность оп-
ределения не более 10—20 %.
Аппаратура РРКА состоит из скважинного снаряда, четырех-
канального амплитудного анализатора импульсов, выполненного
в виде двух блоков, и блока питания. Скважинный снаряд состоит
из двух частей (рис. 83): короткого зонда-датчика 5 и электрон-
ного блока /5, электрически и механически соединенных между
собой гибкой связью 9. Зонд-датчик прижимается к стенке сква-
жины рессорой 7. Для облегчения прохождения мягкого рентге-
новского излучения выходы отверстий коллиматоров 3 и 4 за-
крыты бериллиевыми вставками. В зонде расположены источник 1
и сцинтилляционный детектор 6, экран 2 и предусилитель 8; в элек-
тронном блоке 13-—усилитель 10, стабилизированные источники
питания-—низковольтный 11 и высоковольтный 12.
Для повышения эффективности РРМ, устройство его зонда и
порядок исследований в скважинах варьируют в зависимости от
атомного номера определяемых элементов. Например, в области
Z—50 часто применяют способ двух пучков. Кроме основного ис-
точника (обычно 170Тт), расположенного относительно детектора
в геометрии прямой видимости, имеется вспомогательный источ-
ник с более жестким у-излучением. Его располагают дальше от де-
тектора так, чтобы у-кванты к детектору попадали лишь после не-
скольких актов рассеяния. Исследования показали, что при этом
всегда можно найти такой интервал Е в спектре регистрируемого
излучения, что отношение интенсивности аналитической линии оп-
ределяемого элемента к интенсивности в указанном интервале Е
не зависит или очень слабо зависит от изменений среднего атом-
ного номера среды.
На рис. 84 приведен пример выделения оловянных руд таким
способом (диаграмма б) и обычным зондом РРМ (диаграмма 5).
Сопоставление диаграмм с данными химического анализа керна
251
Рис. 83. Блок-
схема сква-
жинного при-
бора РРКА
% 6п,% 1,усл.еЗ. 1,усл. ед. 2,.:мп/с
01000 2 1 5 1 2 3 2000^000
Рис. 84. Результаты применения PPM для выделения оловянных руд на ме-
сторождении касситеритово-сульфидной формации (по В. А. Мейеру и П. А.
Ваганову):
/ — разрез скважины по данным бурения; 2 — интервалы оруденения: 3 — вы?;од керна;
4 ~ содержание олова по данным анализа керпа; диаграммы: 5 — PPM с источником
17(,Тт, ff—PPM способом двух пучков, 7 — ГГМ при уровне дискриминации ‘20 кэВ; 1~
песчано-глинистые сланцы с лимонитовыми и сульфидными жилами; И — касситери-
тово-сульфидные руды; /// — песчаник
(кривая 4} показывает, что способы двух изотопов значительно
четче выделяют руды, чем РРМ с одним источником.
Специфика определения элементов с Z--30 состоит в основном
в использовании пропорциональных счетчиков вместо сцинтилля-
ционных. Недостаток сцинтилляционных счетчиков — плохое раз-
решение по энергии и большая амплитуда шумовых импульсов,
сравнимая с полезными импульсами, что затрудняет их отсечение
При малых Z, кроме того, пробег рентгеновских квантов столь
мал, что регистрируется влияние отдельных зерен руды, располо-
женных против окна. В результате показания зависят не от объ-
емного содержания руд или определенных элементов, а от их пло-
щадного содержания на стенке скважины.
Использование пропорциональных счетчиков с относительно
высоким разрешением по энергии позволяет, например, с хорошей
точностью определять содержание Zn по его Кд-линии (8,5 кэВ)
252
на фоне помех от £-серии его обычного спутника свинца (10,5—
12,6 кэВ), Это очень важно, так как никакие другие ядерпо-физи-
ческие методы эту задачу удовлетворительно не решают.
§ 44. ГАММЛ-АБСОРБЦИОННЫЕ МЕТОДЫ
Для определения ряда элементов, особенно в образцах пород,
можно использовать -y-абсорбционные методы, во многом аналогич-
ные нейтронному абсорбционному и основанные на ослаблении
пучка у-квантов в горной породе. В зависимости от абсолютной
энергии у-квантов и ее соотношения с энергией уровней электрон-
ной оболочки или ядра элементов можно выделить несколько мо-
дификаций у-абсорбционного метода: абсорбционный рентгенора-
диометрический анализ; метод неселективной абсорбции у-кван-
тов; ядерный у-резонансный анализ (эффект Мессбауэра).
Метод абсорбционного рентгенорадиометрического анализа.
Наличие скачка в сечении фотоэффекта при энергии у-кванта, со-
ответствующей краям поглощения элемента, позволило создать
селективный метод для его определения, называемый абсорбцион-
ный РРМ. Для анализа на элемент с энергией К-скачка, равной
Ек, определяют ослабление в образце у-квантов с энергиями Е{ =
=ЕК — A£i и £2 = £/< + А£2 по разные стороны от края поглоще-
ния. Если А£[ и Л£2 достаточно малы, то сечение поглощения из-
лучений с энергиями £i и £? для всех элементов, кроме опреде-
ляемого, будут практически одинаковыми. В то же время сечения
поглощения щ и р2 анализируемого элемента при £i и £2 сущест-
венно различаются.
Пусть pi и ц2 рассчитаны на 1 г элемента. Пусть далее р —се-
чение поглощения 1 г пустой породы, т. е. остальной части породы,
кроме определяемого элемента. Значение р, как указывалось
выше, одинаково для £i и £2. Тогда ослабление линий £( и £2
будет
7;//01- = ехр ( —[р(1 —Cz) + p,ECdm], i=-. 1, 2,
где C7j — концентрация определяемого элемента, г/г; m — поверх-
ностная плотность образца, г/см2; 70ь 702 — интенсивность линий
£1 и £2 при отсутствии образца; /ь /2 — то же после прохождения
излучения через образец.
При решении последней системы уравнений относительно C7j
получим
Cz = (А //и) [In {101//j)—(рх/р2) (^02-^2)]’
где А = цй/[ц(р2 — pi)].
Значение А рассчитывают или (что лучше) определяют экспе-
риментально на образцах с известным содержанием искомого эле-
мента. Пучки фотонов требуемой энергии £1 и £2 при абсорбцион-
ном РРМ получают облучением той или иной мишени излучением
радиоизотопных источников, подобно двухступенчатому возбужде-
нию при флюоресцентном РРМ. Поскольку спектр излучения
253
Рис. 85. Схема абсорбционного
РРМ:
1 — свинцовый контейнер; 2 — источ-
ник; 3 — мишень; 4, 6, 3 — свинцовые
диафрагмы; 5 — селективный фильтр;
7— исследуемая проба; 9— детектор
Источник
у- излучения
Рис. 86. Схема у-абсорбционного
анализа
мишени сложный, для выделения необходимой линии между ми-
шенью и образцом помещают селективный фильтр из материала,
К-край поглощения которого приходится между Ка- и Лф-ли-
ниями мишени. Так как сечение поглощения такого фильтра для
Ка-линии гораздо меньше, чем для Аф-линии, происходит ее от-
носительное подавление. Схема измерения при абсорбционном
РРМ приведена на рис. 85. Чувствительность анализа па различ-
ные элементы составляет л-10-2%. точность 5—7 % для легких
(Z<40) и 1—3 % для более тяжелых элементов.
Метод неселективной абсорбции у-квантов основан на изучении
поглощения у-квантов различной энергии атомами элементов гор-
ной породы. Аналогично ГГМ в зависимости от энергии у-квантов
можно определять либо плотность пород (£л ~ 1 МэВ), либо со-
держание тяжелых элементов (£т =0,14-0,4 МэВ). Чаще всего
метод используют для решения последней задачи на образцах
пород, а также для определения плотности грунтов в естественном
залегании.
Не обладая селективностью, рассматриваемая модификация
у-абсорбциопного анализа позволяет определять содержание лишь
одного тяжелого элемента в породе, состоящей в остальном из
сравнительно легких элементов. При содержании в породе не-
скольких тяжелых элементов определяют некоторое эквивалент-
ное по поглощающим свойствам содержание суммы тяжелых эле-
ментов. Для усиления роли фотопоглощения применяют источники
возможно мягкого у-излучения.
Установка для у-абсорбционного анализа состоит из коллима-
тированного источника и усилительно-регистрирующей системы
254
(рис. 86). Порядок анализа в основном такой же, как и в нейтрон-
ном абсорбционном методе.
При энергии у-квантов около 1 МэВ их ослабление в породе
определяется почти исключительно комптон-эффектом, а следова-
тельно, ее плотностью б. Поэтому изучение ослабления у-квантов
такой энергии широко применяют для определения плотности
грунтов в естественном залегании. При этом источник и детектор
излучения размещают в двух соседних неглубоких скважинах, от-
стоящих Друг от друга на фиксированном расстоянии I, которое
выбирают исходя из соотношения /6 = 40—80 г/см2. Обычно детек-
тор и источник размещают в двух штырях вилочного зонда, заби-
ваемого в грунт и подобного зонду нейтронного влагомера (см.
рис. 59, в). Вилочный зонд используют, если хотят определить
плотность на фиксированной глубине, исключая влияние припо-
верхностного слоя. Если грунт достаточно однородный, то удобнее
применять штыревой зонд, в котором детектор располагается на
поверхности, а длину забиваемого в грунт штыря с источником
можно менять в определенных пределах. График зависимости по-
казаний зонда от плотности среды получают по специальной ме-
тодике эталонирования в контейнерах-калибраторах.
Ядерный у-резонансный метод. Поглощение у-излучения яд-
рами иосит резонансный характер. Наиболее интенсивно поглоща-
ются кванты, передающие ядру энергию, близкую к энергии од-
ного из его уровней возбуждения. Отсюда следовало бы ожидать,
что у-излучение возбужденных ядер некоторого изотопа будет ин-
тенсивно поглошаться ядрами того же изотопа. В действительно-
сти такое резонансное поглощение собственного излучения долго
не удавалось наблюдать. Причина этого — в небольшой ширине
у-линии и в потере части энергии реакции на отдачу ядра.
При испускании или поглощении у-кванта излучающее (погло-
щающее) ядро приобретает энергию
Е„ « ЕУ(2Л4?),
где Ер — энергия реакции, равная энергии возбуждения ядра (при
испускании у-квантов) или энергии у-кванта (при его поглоще-
нии) ; Л! — масса ядра; с — скорость света.
В результате энергия испущенного кванта Е?-=ЕР—Ер/(2Мс2)-
При поглощении этого кванта ядром того же изотопа энергия Е,
расходуемая на возбуждение атома, меньше, чем Ev, еще на ве-
личину Е^/(2Л1с2) ж Ер/(2Мс2). Окончательно Е^ЕР—Ер2/(Л4с2).
Поэтому резонансное поглощение кванта может происходить лишь
в случае, если ширина уровня Г превышает Е^Мо1. Обычно Г
значительно меньше, чем энергия отдачи ядра. Например, при
переходе ядра 119Sn с энергией 23 800 эВ Г = 2,4*10~8 эВ, а Ея =
==2,5- Ю-3 эВ, т. е. Г/Е^ЮЛ
Описанная ситуация характерна для свободного ядра. Если же
излучающее и поглощающее ядра заключены в решетке твердого
тела, а энергии Ея недостаточно для разрыва связи ядра с решет-
255
Sn (250 дней)
--------г— #<7кэВ
M кэВ
0
Рис 87. Схемы распада 114mSn и 57Со
1,9 Л v
’«Sr
57 Fe
#K3B
0
Рис. 88. Схема измерений резонансного по-
глощения (а) и рассеяния у-квантов (б):
/ — счетчик; 2 — кассета для проб; 3 — проба;
4 — источник т-квэнтоэ; 5 — коллиматор; б —
пьсюэдемсят; 7 — палладиевый фильтр
кой и для возбуждения колебательных уровней (обычно это вы-
полняется при £<50 кэВ), то потеря на отдачу практически
равна нулю. Это объясняется тем, что здесь отдачу принимает кри-
сталлическая решетка в целом и вместо М в последнее выраже-
ние должна входить масса всего образца, которую можно считать
практически бесконечной.
Расстояние между колебательными уровнями решетки увеличи-
вается с уменьшением температуры, поэтому вероятность эффекта
Мессбауэра, т. е. испускание и поглощение квантов без отдачи,
возрастает с уменьшением температуры вещества. В настоящее
время известно около 20 мессбауэровских ядер, но только для не-
скольких из них 119Sn, 57Fe, 151 Er, 161Dy) эффект наблюдается при
комнатной температуре. В остальных случаях требуется темпера-
тура жидкого азота и ниже.
Наконец, для определения некоторого элемента по- эффекту
Мессбауэра необходимо существование источника, испускающего
соответствующее излучение: изомера данного изотопа (например,
’9mSn для !19Sn) или радиоактивного изотопа, дающего при рас-
паде изотоп исследуемого элемента, причем со значительной долей
ядер с возбуждением, на первом уровне (например, 57Со при ана-
лизе 57Fe). Схемы распадов 1,9Sn и S7Co приведены на рис. 87.
Так как ширина уровня мала, резонансное поглощение может
легко нарушиться из-за эффекта Допплера. Для этого достаточно
сообщить источнику относительно детектора скорость движения
о>сГ/Е?. Поскольку обычно Г/Е^ т IO-10-? 10-14 (например, 10'12
для HSSn и 3-10~13 для 57Fe), необходимое значение скорости со-
256
ставляет всего 1 —10'4 см/с. Кривая зависимости поглощения из-
лучения от скорости называется мессбауэровским спектром.
К настоящему времени изучены возможности определения этим
методом содержания 119Sn и 57Fe. При этом эффект Мессбауэра
для 119Sn при комнатной температуре наблюдается лишь на кас-
ситерите (SnO2) — основном промышленном минерале олова, так
что этот метод является методом определения касситерита, а не
олова вообще.
Для определения касситерита выпускается аппаратура МАК-1,
позволяющая анализировать порошковые пробы в проходящем из-
лучении и проводить опробование поверхности горных выработок
и обнажений по резонансному рассеянию излучения, также воз-
растающему с ростом концентрации касситерита (рис. 88). При-
бор состоит из измерительного пульта и двух измерительных голо-
вок (для лабораторного анализа и опробования в условиях естест-
венного залегания) с вибратором. Схема анализа образцов (по
поглощению) и исследование пород по рассеянию приведены на
рис. 88. Используют источник ll9mSn массой Зге выходом квантов
1,5* 107 1/с с энергией 23,8 кэВ. Порог чувствительности 10-2 %
SnO2 для лабораторного и 0,1 % для полевого вариантов. Время
измерения — до 10 мин. Погрешность полевого варианта 10—40 °/о
в зависимости от концентрации.
Содержание SnO2 в порошковых пробах определяют по разно-
сти показаний при неподвижном источнике (когда излучение ос-
лабляется как резонансным поглощением Sn, так и поглощением
других элементов) и подвижном источнике (когда резонансного
поглощения нет). По результатам измерений с эталонными образ-
цами, содержание SnO2 в которых известно, строят эталонировоч-
ный график, который для полевого варианта получают на моде-
лях, представляющих собой 20—50 г руды, рассыпанной на листе
в виде круга диаметром 120 мм.
§ 45. ДРУГИЕ АКТИВНЫЕ ЯДЕРНО-ФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
Выше рассмотрены активные ядерно-физические методы ана-
лиза, в которых как излучение источника, так и регистрируемое
излучение относятся к сильнопроникающим (нейтроны и у-излуче-
ние). Применяется или находится на стадии разработки ряд ме-
тодов, в которых излучение источника и (или) продукт реакции,,
регистрируемый детектором, представляет собой слабопроникаю-
щие заряженные частицы. Рассмотрим некоторые из таких мето-
дов, используемых в основном для анализа образцов.
Регистрация заряженных частиц, испускаемых при поглощении
нейтронов. Реакции (/г, а) представляют интерес для определения
в первую очередь В и Li, на которых эта реакция осуществляется
тепловыми нейтронами. При облучении пробы, содержащей В или
Li, часть а-частиц, возникающих по этой реакции (а в случае Li
также и часть ядер — продукта 3Н). выходит за пределы образца
и может быть зарегистрирована. Их интенсивность при прочих
1/& Заказ ХГ 2717 257
равных условиях пропорциональна концентрации В и Li. Естест-
венно, толщина образцов должна быть меньше пробега а-частиц
(10 мг/см2). При использовании Ро-Ве источника мощностью
1,2 • 105 с-1 достигают чувствительности 0,5 % Li, погрешности 5—
10 % при времени измерений 10—15 мин. При облучении в реак-
торе [поток 1010 (см2-с)_ 1] достигают чувствительности 5*10~4%
В и Li.
Для определения U и Th используют также реакцию деления
(п, f). Их раздельное определение базируется на различии порога
реакции деления (£Пор —0 для 235U и £пор 1,3 МэВ для 232Th). По-
скольку пробег осколков деления мал, анализируемое вещество по-
мещают внутрь ионизационной камеры и определяют изменение
ионизационного тока при введении камеры в поле нейтронов. Чув-
ствительность анализа при использовании реактора 3 10“4 % U
и 6 • КН3 % Th при длительности измерений 1—1,5 ч.
Чувствительность анализа может быть повышена, если число
актов деления подсчитывать по трекам (нарушениям), оставляе-
мым в веществе осколками деления (см. § 27, 32). После химиче-
ской обработки (травления) вещества эти треки можно наблюдать
под микроскопом. В некоторых минералах, например слюдах, уран
определяют по трекам в самих этих минералах. В остальных слу-
чаях для регистрации осколков используют детекторы — вещества,
практически не содержащие урана (лавсановая пленка и т. д.),
расположенные при облучении на контакте с ровной поверхностью
исследуемого вещества. Часть осколков деления, образующихся
при облучении нейтронами, проникает в пленку-детектор и обра-
зует треки, видимые под микроскопом после обработки щелочью
или кислотой (в зависимости от вида вещества).
Регистрация электронов, испускаемых при поглощении у-кван-
тов. Для определения тяжелых элементов (Pb, W, Hg и др.) при-
меняют у-электронный (эмиссионный) метод, основанный на ре-
гистрации электронов, испускаемых анализируемым элементом
при фотопоглощении у-квантов. Интенсивность фотоэлектронов по-
вышается с ростом концентрации тяжелых элементов. Содержа-
ние элементов, атомный номер которых в 2,5—3 раза меньше, чем
у определяемого, практически не влияет на результаты анализа.
Элементы регистрируют на фоне рассеянного у-излучения, по-
этому применяют ионизационную камеру. Поскольку удельная
ионизация у-излучения в сотни раз меньше, чем p-излучения, фон
от у излучения в камере оказывается незначительным.
Регистрация продуктов ядерных реакций, вызываемых заря-
женными частицами. Эти реакции легче (при меньшей энергии ча-
стиц) осуществляется на легких ядрах, имеющих низкий кулонов-
ский барьер. Наиболее простой вариант — осуществление реакций
(а, п) а-частицами радиоизотопных источников. Наибольший вы-
ход нейтронов наблюдается на Be, В и F [соответственно 80; 24;
12 нейтронов на каждые 106 а-частиц 2,0Ро (£^ = 5,3 МэВ)]. За
ними идут Li (2,6 нейтрона), Na (1,5), Mg (1,4), Al (0,74), Si
(0,16) и т. д.
258
Таблица 25. Некоторые реакции активации заряженными частицами
Реакция Порог реакции, МэВ Период полу- распада радио- активного про- дукта Энергия излучения, МэВ Чувствительность анализа при потоке бомбардирующих а-частиц -:иРо ЗЛО9 1/с, г
частиц у-квантов
10В (a, 23Na (а, п)2бА1 2?А1 (а, зэК(а, ?)43Sc 12С (d, n)13N 31P(d, /М2Р ieMg (а, p)27Mg — 1,1 3 2,9 —4 <2 2 10,1 мин 6,3 с 2,5 мин 4 ч 10 мин 14,3 дня 9,5 мин 1,24 3,0 3,6 1,2 1,24 1,7 1,65 0,5 (аннигиля- ция! 6,84 1,01 Ш-3 10-3 10-4 ю-1 5-1Q-3 % при то- ке дейтонов (2 МэВ) 4 мкК 0,1 % при токе 400 мкК 0,04 % при том же токе
Недостаток метода — отсутствие селективности. Правда, воз-
можно раздельное определение Бе, В и F по спектру у-излучения,
сопровождающего реакцию (а, п). Энергия этого излучения для
Be — 4,45 МэВ, для F— 0,62: 1,24 и 1,5 МэВ, а для В — 2,3 и
3,8 МэВ. Однако чувствительность этого метода невысока нз-за
низкого разрешения у-спектрометров. Для анализа на некоторые
элементы могут быть использованы также реакции (р, п), (р, ау)
и (d, р). Первая из них была применена для определения 7Li; вто-
рая — Na, F; последняя — 12С, 16О, 14N.
Активация заряженными частицами. В результате некоторых
реакций на заряженных частицах образуются радиоактивные изо-
топы (табл. 25), излучение которых можно использовать для ана-
лиза состава горных пород аналогично нейтронному и у-активаци-
онному анализу. С учетом малости кулоновского потенциального
барьера для легких частиц для активации применяют протоны,
дейтоны, тритоны и а-частицы. В качестве источников используют
ускорители, а для а-частиц также радиоизотопные источники.
Реакция (а, р) была первой ядерной реакцией, осуществленной
в лаборатории. Даже при использовании a-излучения изотопных
источников эти реакции легко осуществляются на изотопах таких
распространенных элементов, как N, Na, Al, Mg и др. В частно-
сти, эта реакция (совместно с регистрацией отраженных а-частиц)
была использована для первых определений основных породообра-
зующих элементов на Луне при полетах лунных станций «Сер-
вейор». В качестве источника а-частиц был использован источ-
ник 242Ст.
Регистрация ^-частиц, отраженных от исследуемого образца.
При облучении вещества 0-частицами они в результате многократ-
ного рассеяния отклоняются от первоначального направления и
1/а9* 259
частично рассеиваются в обратном направлении (в полусферу ис-
точника). Интенсивность излучения I, рассеянного от моноэле-
мептного вещества, определяется выражением
I =
где /о — интенсивность падающего (3-излучения; Z — атомный но-
мер вещества; А — коэффициент, зависящий от энергии p-излуче-
ния и геометрии измерений.
Поскольку вероятность рассеяния повышается с ростом Z, воз-
растание концентрации тяжелых элементов в «легкой» породе уве-
личивает обратное рассеяние р-частиц. Такой эффект используют
для определения содержания тяжелых и средних элементов (Fe,
Sn, Hg, Pb и др.) в легких и сравнительно простых средах. Недо-
статок метода — отсутствие селективности, преимущество — прос-
тота аппаратуры. Используют источники 90Sr-90Y (£фт?.х =
= 2Д8 МэВ), отраженные р-частицы регистрируют торцовым счет-
чиком.
Ядерно-магнитные методы основаны на изучении согласован-
ной прецессии ядер водорода в магнитном поле (в частности,
в поле Земли). В отличие от нейтронных методов определения во-
дородсодержания пород на показания этого метода не оказывает
влияние вода, сорбированная на поверхности пор пли же входя-
щая в кристаллическую решетку минералов. Поэтому количество
водорода, определяемое этим методом, пропорционально объему
свободной жидкости, т. е. важному параметру горной породы — ее
эффективной пористости. Содержание свободной жидкости опре-
деляют по радиоизлучению с частотой, равной частоте прецессии
протонов в магнитном поле Земли (около 2000 Гц), возникающему
после наложения и снятия мощного магнитного поля, направлен-
ного поперек земного поля, либо по резонансному поглощению из-
лучения с той же частотой. Использование более сложных методов
исследования позволяет различать сигналы от водорода, входя-
щего в состав воды и нефти, а также выделять сигнал от рыхло-
связанной воды.
§ 46. ОСНОВНЫЕ НАПРАВЛЕНИЯ ДАЛЬНЕЙШЕГО РАЗВИТИЯ
И СОВЕРШЕНСТВОВАНИЯ ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИХ
МЕТОДОВ
Даже краткое описание ядерно-физических методов, приведен-
ное в гл. V—VII, показывает возможность определения почти всех
элементов горных пород с помощью тех или иных методов, уже
используемых в промышленности или находящихся в стадии раз-
работки. Однако многие методы еще нуждаются в дальнейшей раз-
работке их теории, совершенствовании методики, источников из-
лучения и регистрирующей аппаратуры. Некоторые из них лишь
начинают разрабатываться либо используются в других отраслях
техники для анализа веществ, заметно отличающихся от горных
пород, или в условиях, несхожих с условиями в геологической
260
службе. Поэтому, прежде чем они смогут применяться для ана-
лиза горных пород, необходимы переработка методики и се опро-
бование в типичных геолого-технических условиях, разработка
аппаратуры, оптимальной для применения в этих условиях.
Направления дальнейшего совершенствования различных ме-
тодов имеют много специфического и не рассмотрены здесь де-
тально. Ограничимся лишь вопросами, относящимися к развитию
всех или многих видов ядерно-физического анализа вещества. Су-
щественному повышению чувствительности анализа, разработке
новых методов и расширению круга определяемых элементов спо-
собствовало бы решение следующих задач.
1. Повышение мощности источников излучения, особенно для
применения в полевой и скважинной аппаратуре. В некоторых слу-
чаях (например, для нейтронов) такие мощные источники (необ-
ходимых размеров) отсутствуют, и требуется специальная их раз-
работка. В других случаях существуют довольно компактные
источники достаточно высокой мощности (например, радиоизотоп-
ные источники у-излучения), но либо мала их энергия (при фото-
ядерных и у-активациониых методах), либо возникают сложности
в организации защиты. Решение этого вопроса, по-видимому, воз-
можно лишь на базе разработки управляемых (выключаемых) ис-
точников излучения достаточной мощности.
2. Повышение эффективности и энергетического разрешения
детекторов излучения повысило бы чувствительность и селектив-
ность анализа, что важно для многих методов. Как неоднократно
отмечалось выше, возможности многих методов ограничиваются
недостаточной разрешающей способностью спектрометров. Для
некоторой лабораторной аппаратуры выход найден в использова-
нии полупроводниковых детекторов, а для полевой и скважинной
аппаратуры вопрос еще не решен.
3. Комплексирование различных ядерпо-физических методов,
в частности, создание специализированных лабораторий, исполь-
зующих широкий комплекс методов, может поднять эффектив-
ность и снизить стоимость анализов, расширить круг определяе-
мых элементов. Когда некоторый элемент можно определять не-
сколькими методами, появляется возможность выбрать оптималь-
ный метод с минимальной стоимостью при обеспечении требуемой
точности, оперативности и производительности.
Комплексирование методов повышает точность определения за
счет учета (на основе результатов других методов) мешающего
влияния других элементов, плотности, влажности пород и т. п. На-
пример, при использовании методов с испусканием нейтронов (фо-
тонейтрониый, «-нейтронный и т. д.) можно ввести поправку на по-
мехи от присутствия элементов с высоким сечением поглощения
нейтронов по данным нейтронно-абсорбционного метода; влияние
вещественного состава при РРАЙ можно учитывать по результатам
метода обратного рассеяния p-излучения и т. д.
4. Приближение аналитических исследований непосредственно
к объектам проведения геологоразведочных и эксплуатационных
9 Заказ Ие 2717 261
работ за счет создания полевых и передвижных лабораторий,
более широкой разработки и применения методов анализа в усло-
виях естественного залегания горных пород.
5. Автоматизация анализов и обработка их результатов за счет
разработки автоматизированных систем с включением при пеобхо-
д и м ост и э л е кт р о н и о - в ы ч ис л ите л ь но й тех ни к и.
6. Проведение исследований с целью уточнения роли и места
ядерно-физических методов в аналитической службе и рациональ-
ного их комплексирования с химическими, спектральными и дру-
гими аналитическими методами. Каждая из групп методов обла-
дает своими преимуществами и потому имеет свою область при-
менения.
Ядерно-физические, спектральные и другие физические методы,
как правило, более экспрессны, дешевле и производительнее клас-
сических химических методов, но нередко точность последних
выше. Кроме того, физические методы используют обычно относи-
тельные измерения, а состав эталонных сред определяют химиче-
скими методами. Преимущества ядерно-физических методов перед
спектральными чаще всего наблюдаются при относительно высо-
ком содержании элемента (более n- 10-1 — и %), когда для опти-
ческого спектрального анализа требуется операция разубоживания
образца. Наконец, химический и спектральный методы лишь лабо-
раторные, а многие ядерные методы можно применять и в усло-
виях естественного залегания пород.
7. Для обоснования разработки и внедрения некоторых ядерно-
физических методов требуется совершенствование методов расчета
их экономической эффективности. В настоящее время легко оцени-
вается лишь экономия за счет снижения себестоимости анализов
и частично за счет отказа от отбора керна в скважинах: расчет
эффекта от таких факторов, как повышение точности и экспрес-
сное™, затруднен.
8. Большинство методов нуждается в более широком изучении
мешающих факторов и получении палеток для внесения поправок
при интерпретации данных. Это особенно относится к анализам
в условиях естественного залегания пород.
§ 47. ОХРАНА ТРУДА И ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ ПРИ РАБОТЕ
С РАДИОАКТИВНЫМИ ВЕЩЕСТВАМИ И ИСТОЧНИКАМИ
ИЗЛУЧЕНИИ
Ионизация, возбуждаемая ядерными излучениями в теле чело-
века, может повлиять на его здоровье, а при больших дозах облу-
чения даже привести к смерти. Облучение организма ядерным
излучением принято подразделять на внешнее (от источников, на-
ходящихся вне организма человека) и внутреннее (от радиоак-
тивных веществ, попавших внутрь организма). Меры защиты от
этих видов облучения во многом различаются.
Излучение вызывает вредное воздействие на организм лишь
при его поглощении. Излучение, прошедшее сквозь тело без вза-
262
имодействия с атомами и без потери своей энергии, не оказывает
никакого действия. Это значит, что степень вредного воздействия
зависит от поглощенной дозы облучения. Поэтому санитарные
нормы (для внешнего облучения) ограничивают эквивалентную
'дозу, которую человек может получить в течение некоторого
времени.
Поскольку при равной поглощенной дозе биологическое дей-
ствие больше для тяжелых частиц, имеющих большую удельную
ионизацию, вводят понятие фактора (коэффициента) качества Q,
показывающего, во сколько раз биологический эффект больше,
чем для у- и p-излучения (точнее, для излучения с линейной поте-
рей энергии 3,5 кэВ на 1 мкм пути). Коэффициент качества для
у-квантов различной энергии практически одинаков и принят за
единицу. Ионизация при поглощении у-квантов вызывается элек-
тронами и позитронами, следовательно, для них также Q = l. Для
тяжелых частиц с большей плотностью ионизации (протоны и а-
частицы при энергии не более 10 МэВ) Q= 10, а для тяжелых ядер
отдачи даже 20. Коэффициент Q для быстрых нейтронов близок
к коэффициенту для протонов (от 3 до 10,5 в зависимости от энер-
гии), так как основную ионизацию при этом осуществляют про-
тоны— ядра отдачи водорода, составляющего 90 % всех атомов,
входящих в биологическую ткань.
Биологическое действие тепловых нейтронов обусловлено в ос-
новном у-излучением радиационного захвата в водороде и прото-
нами, образующимися по реакции 14N (п, р) 14С, Соотношение
этих реакций таково, что для тепловых нейтронов Q = 3.
С учетом различной биологической эффективности разных ви-
дов излучения вводится понятие эквивалентной дозы Н, равной
произведению поглощенной дозы D на коэффициент качества Q
в данной точке ткани, т. е. H^DQ. Единица эквивалентной дозы
в СИ — зиверт (Зв).
Для точечного источника у-квантов (Q= 1) в пустоте (воздухе)
значение Н (Зв) равно числовому значению поглощенной
дозы (Гр):
Н =D = CyAt/r2, (69)
где г — расстояние от источника, м; I — время облучения, с; Д—
активность источника, Бк; Cv—-энергетическая у-постоянная, т. е.
мощность поглощенной дозы, создаваемой точечным источником
активностью 1 Бк на расстоянии 1 м.
В справочниках вместо Су часто приводят ионизационную по-
стоянную Kv, равную мощности экспозиционной дозыу-излучения
(в Р/ч или Д/кг), создаваемой точечным источником 1 мКи (или
1 Бк) на расстоянии 1 см (1 м). Если Су выражено в (Гр-м2)/
/(с-Бк), то отношение Су/Ку ~33,8, когда Ку приведено в СИ
(Д м2)/(кг * Бк), и Cv/Kv —6,55* ICC18, если Ку выражена во вне-
системных единицах (Р * см2)/(ч • мКи).
Часто вместо активности источника указывают его радиевый
у-эквивалент Г = ДуД/Д?(Иа), где Ку (Rа) — у-постоянная 226Ra,
9*
263
заключенного в платиновый корпус, толщиной 0,5 мм [Kv(Ra) =
= 1,63 (аА > м2)/(кг « Бк) =8,4 (Р • см2)/(г • мКи)]. Поскольку
Av//(v(Ra) = Cv/Cv(Ra), формулу (69) можно записать в виде
Н = D• = С,, (Ra) Ff/r3 - 55 • KF8 П/F, (69a)
где Г— выражен в беккерелях; г приведено в метрах.
Если Г выражен в миллиграмм-эквивалентах Ra, то
H = D~ 1,925- 1О-9Г/7А (696)
Значения у-постоянных для некоторых изотопов приведены
в табл. 4.
На основании э к с п е р и м е н i а л ь н о г о и се л ед<шан и я возденет в и я
ядерных излучений на организм Международной комиссией по ра-
диационной защите (МКРЗ) в качестве предельно допустимой
(эквивалентной) дозы (ПДД) внешнего облучения для профессио-
нальных работников, т. е. для лиц, непосредственно занятых на
работах с радиоактивными веществами и источниками излучений,
рекомендовано считать 50 мЗв за Мод. При таком облучении в те-
чение трудовой деятельности человека (50 лет) с помощью совре-
менных методов исследования не обнаруживается изменения в со-
стоянии здоровья. Предельная доза — максимально допустимый
уровень облучения. Следует стремиться к тому, чтобы действи-
тельная доза облучения по возможности была еще меньше.
В случае производственной необходимости разрешается (за ис-
ключением женщин до 30 лет) в течение 13 последовательных
недель (3 мес) периодически или даже однократно получать дозу
до 30 мЗв, но с тем, чтобы годовая доза не превышала 50 мЗв. По
возможности этого следует избегать. При выполнении аварийных
работ допускается однократное облучение в дозе до 100 мЗв с по-
следующим освобождением от облучения в течение определенного
времени. Для лиц, не занятых непосредственно на работе с излу-
чениями (административно-хозяйственный персонал, лица в смеж-
ных помещениях), установлена предельная доза в 5 мЗв в год без
учета естественного фона.
При облучении нейтронами допустимую дозу (1 мЗв в неделю)
создает поток быстрых нейтронов 2,6 10е • 1/(см2 • неделя), а для
тепловых нейтронов — 10s- 1/(см2 • неделя).
Особую опасность представляет внутреннее облучение, по-
скольку оно действует в течение всего времени нахождения радио-
активного вещества в организме. Кроме того, некоторые вещества
могут накопиться в определенном (критическом) органе, воздей-
ствие излучения на который особенно вредно. Доза облучения наи-
более чувствительных органов (гонад, кроветворных органов) не
должна превышать ПДД, установленную для внешнего облучения
всего тела (50 мЗв в год для профессиональных работников). Для
других органов эта доза может быть увеличена от 3 (мышцы, пе-
чень, почки, легкие и т. п.) до 6 (кости, кожа, щитовидная железа)
и даже 25 раз (руки, ступни ног). Исходя из этих норм, а также
периода полувыведения изотопа (определяемого его периодом по-
264
Таблица 26. Предельно допустимые по-
ступления отдельных изотопов через орга-
ны дыхания и их предельно допустимые
концентрации в воздухе
ПДП. МБк/год ПДК. мБк/л
3 d m X к 6 * и х со.
<u 3 Q s о Л о я о
Изотоп OK Q Л Д О л я S
a G 0.4 X СйХ
G * H ЧН к н сХ н
К О о G О О
к ОО К \о Щ о О к о
ts зс cs Ч «3 4 Я я t;
О CL EX CL 4 0 о. РХ Сх
J4C 340 34 135 000 4500
ззр 7 0,7 2 800 100
60Со 0,8 0,08 440 11
9OSr 0,11 0,011 59 1,5
wcs 1,4 0,14 600 18
Siopo 0,02 0,002 8 0,27
Таблица 27. Предельно допустимые
концентрации изотопов в воде и воз-
духе, Бк/л
К а-излучател ь р-излучатель
К
Р ЕС № X <4
cJ и >>
Е-1 Г"? £ о ч Л ч
X 6 § л о Пит ВОД: 1 СО О са
Профес- сиональ- ные ра- ботники 2 8-10-5 0,4 ' 12-Ю—з
Другие работники 2 8-Ю-6 0,4 12 • I0-4
Население 2 8*10—’ 0,4 12-Ю-5
лураспада и скоростью физиологического обмена), рассчитаны
предельно допустимые годовые поступления (ПДП) отдельных
изотопов в организм и их предельные концентрации (ПДК) в воз-
духе и воде (табл. 26 и 27).
При анализе горных пород ядерными методами радиационная
опасность обусловлена: внешним облучением от радиоактивных
руд, источников нейтронов и у-излучением; попаданием в организм
эманаций урана, тория и других радиоактивных веществ через ор-
ганы дыхания, грязные руки или загрязненные продукты питания.
Для обеспечения безопасности работ с применением радиоак-
тивных веществ и ядерных излучений установлены специальные
санитарные правила. Отметим важнейшие из них.
1 . Допуск к работе с радиоактивными веществами и излуче-
ниями лип, не моложе 18 лет, прошедших специальное медицин-
ское обследование и инструктаж.
2. Периодическое медицинское обследование работников.
3. Контроль за уровнем облучения на рабочих местах с по-
мощью переносных дозиметров, а в отдельных случаях постоян-
ный контроль облучения работников с помощью индивидуальных
дозиметров.
4. Уменьшение мощности дозы облучения до допустимого
уровня. Для этого перевозку источников излучения осуществляют
в контейнере, соответствующем активности препарата (обычно
свинцовые для у-излучателей и парафин-борные для источников
нейтронов), Хранение источников осуществляют в специальных
хранилищах или контейнерах, а работникам их выдают под
расписку. Источники большой мощности (ускорители, реакторы
и размножители нейтронов) имеют стационарную защиту, обес-
печивающую необходимое ослабление излучения. При работе
с ампульными источниками их размещают в специальных уста-
новках с соответствующей защитой или между источником и
'265
работником устанавливают переносную защиту необходимой
толщины.
5 . Уменьшение времени облучения работников при работе
с открытыми источниками, для чего такие работы как перенос их
из хранилища в установки и обратно, перенос активированных
образцов значительной активности и т. п., осуществляют попере-
менно несколько работников с помощью длинных манипуляторов.
6. Защита от попадания радиоактивных веществ в организм,
в частности, с помощью респираторов («Астра», «Лепесток»
и др.), а при большой активности — защитных камер (боксов)
с манипуляторами.
7. Соблюдение гигиенических правил: работа в спецодежде,
мытье рук после работы, перед приемом пищи и курением, запре-
щение курения и приема пищи в лабораториях с открытыми пре-
паратами или в залах с мощными источниками, где возможна
активация окружающих предметов, в частности пыли.
8. Специальное оборудование помещений для работы с откры-
тыми препаратами большой активности, предпринимаемое сани-
тарной службой.
9. Сбор радиоактивных отходов в специальные контейнеры
с последующим удалением в особые могильники.
1 0. Исключение нарушения герметичности ампульных источ-
ников.
11 . Правильное хранение источников в полевых условиях и
при их перевозке, безусловно исключающее их потерю и попада-
ние в руки посторонних лиц; немедленная информация санитар-
ной и других заинтересованных служб при авариях с источни-
ками излучения и радиоактивными препаратами.
Контрольные вопросы и задачи
VII .1. На чем основан и для чего применяется фотонейтронный метод?
VI 1.2. Чем ограничивается применение фотонейтронных методов для опре-
деления тяжелых элементов?
VII .3. Какой источник и какой детектор использован в установках «Бе-
рилл»? Для чего служит светопровод-отражатель?
VI I.4. Какие источники используют при определении дейтерия фотоней-
трон ным методом?
VI 1.5. Для решения каких задач в скважинах перспективен фотонейтрон-
ный метод на углерод? Что задерживает разработку скважинной модифика-
ции ФНМ на элементы более тяжелые, чем бериллий?
VI 1.6. В чем преимущества у-активационного анализа перед фотонен-
тронным?
VII.7 . Какие источники используются при у-активационном анализе? Что
задерживает применение у-активационного анализа в скважинах?
VII .8. На чем основан метод активации атомов в результате неупругого
рассеяния у-квантов? Приведите примеры элементов, для определения которых
этот метод уже применяется. Какое различие в источниках, применяемых для
возбуждения реакций (у, у7), и фотонейтронных?
VI I,9. На чем основан гамма-гамма-метод (ГГМ)?
VII .10. Какие модификации ГГМ вы знаете? Чем они различаются и для
чего используются? Какие источники чаще всего используются в этих модифи-
кациях?
266
VII, 11. Как конструктивно различаются приборы ГГМ для скважин боль-
шого и малого диаметра? Чем это различие обусловлено?
VII. 12, По формуле (68) рассчитайте отношение показаний Ф7 при ГГМ
с источником 60Со в двух средах с плотностью 1 и 2 r/'см3 (см, табл, 23). Рас-
четы провести для зондов 5 и 40 см и сделать вывод о характере зависимости
показаний ГГМ от плотности при больших и малых зондах.
VII. 13. По формуле (68а) рассчитайте и постройте график пространствен-
ного распределения у-квантов от источника 00Со при 6=2,5 и 3 г/сма. Значе-
ния коэффициентов а и b найдите исходя из данных табл. 23,
VII .14. Каковы типичные размеры зондов, используемых при однозондовых
ГГМ-II и ГГМ-С?
VII. 15. Каким образом учитывают (или исключают) при ГГМ-С влияние
плотности среды?
VII.1 6. На чем основана флюоресцентная модификация рентгенорадиомет-
рического метода (РРМ)? Какова область его применения?
VII.17 . Какие элементы труднее определяются рентгенорадиометрическим
методом и почему?
VII. 18. Примерно в каких пределах изменяется энергия наиболее жестких
линий характеристического рентгеновского излучения химических элементов-1
VII .19. Есть .ли заметное различие спектров рентгеновского излучения раз-
ных изотопов одного элемента?
VII. 20. Какие детекторы применяют яри флюоресцентном РРМ? Какие
средства используют для выделения аналитической линии излучения на фоне
излучения других элементов?
VII.2 1. Объясните принцип действия кристалла-анализа тор а и фильтров
Росса.
VII.22 . Какие источники используют при флюоресцентном РРМ?
VI 1.23. Какие помехи влияют на результаты РРМ при анализе образцов,
как их учитывают или исключают?
VIE2 4. Чем различаются зонды РРМ и ГГМ? Чем обусловлены эти раз-
личия?
VII.2 5. Какие помехи встречаются при использовании РРМ в скважинах,
как их исключают (учитывают)?
VII.26 . В чем преимущество РРМ перед ГГМ-С при определении содержа-
ния тяжелых элементов?
VII.27. Назовите основные различия РРМ при определении элементов
с большим, средним (Z — 50) и малым (Z^30) атомными номерами.
VII.2 8. Для чего используется и на чем основан абсорбционный РРМ?
Чем он отличается от метода неселективной абсорбции у-кваитов?
VI I.29. Каковы требования к источникам у-излучеяня в абсорбционном
РРМ? Какие типы источников применяют?
VII .30. Назовите, что общего между нейтронным абсорбционным и нссе-
лективным у-абсорбционным методами? В чем различие?
VII. 31. Для чего используют неселективный у-абсорбционныц анализ?
VII.3 2. В чем сложности наблюдения резонансного поглощения у-квантов
ядрами? В каких случаях такое наблюдение возможно?
VI 1.33. Какие элементы в настоящее время определяют ядерным у-резо-
нансным методом?
VII .34. Какие особенности характерны для источников, используемых при
ядерном у-резонансном методе?
VII. 35. Для чего в приборе метода ядерного у-резонанса содержится пи-
бРаТ°Р? .
VII.3 6. Какие методы, основанные на облучении горных пород заряжен-
ными частицами, Вы знаете? На чем они основаны и для чего используются?
VII.37 . Какие активные методы, основанные на регистрации заряженных
частиц, Вы знаете? На чем они основаны и для чего используются?
VII. 38. На чем основаны н для чего используются ядерно-магнитные ме-
тоды?
V II.39. Назовите основные направления дальнейшего совершенствования
аппаратуры для ядерно-физических методов анализа пород.
267
VII.40. Назовите основные направления совершенствования методики ана-
лиза пород ядсрно-физическими методами?
VII,41. В чем преимущества и недостатки ядерно-физических методов ио
сравнению с химическим и оптическим спектральным методами.
VI 1.42. Для каких видов излучения поглощенная доза (в Гр) и эквива-
лентная доза (в Зв) совпадают? Для каких — не совпадают, что больше?
VI 1.43. Какова допустимая эквивалентная доза облучения профессиональ-
ных работников? Какова она для других работников?
VI 1.44. Работник в течение недели (36 ч) работал в поле у-излучения
с мощностью экспозиционной дозы 1 мР/ч, Рассчитайте эквивалентную дозу за
неделю. Допустима ли она?
VII.45, Рассчитайте мощности экспозиционной (/э), поглощенной (/п) и
эквивалентной (/Экв) доз у-излучения на расстоянии т=2 м от точечного источ-
ника e5Zn с активностью А=109 Бк, расположенного в воздухе.
Решение. Согласно прил. 3, ионизационная у-постоянная для G5Zn =
=0,596 (аА-.м2)/(кг-Бк); энергетическая у-постоянная Су = 20,1 (аГр-м2)/(сХ
ХБк). На расстоянии несколько метров поглощением у-излучения можно пре-
небречь, Поэтому
Г3 = Ку А/г2 0,596 10~ls-1СР/22 -0,15 - 10-9А/кг =0,15 нА/кг;
In - /г2 = 5 • 10-9 (Гр м2)/с, Дкв /nQ = 5 • 10~9Зв/с.
VII.46. Рассчитайте мощность экспозиционной поглощенной и эквивалент-
ной доз у-излучения на расстоянии 1,5 м от точечного источника 60Со актив-
ностью 10s Бк.
VI 1.47. Рассчитайте мощность экспозиционной дозы для условий задачи
VII.45, когда между источником и точкой наблюдения расположена свинцовая
защита толщиной .т=3 см. Эффективный коэффициент поглощения для у-кван-
тов e5Zn (Еу — 1,12 МэВ) принять цЭф = 1 см-1.
нэф* ьз п
Решение. Экран уменьшает мощность дозы в 6 =zU раз, т. е.
/э=0,15/20=0,0075 мА/кг=7,5 мкА/кг.
VI 1.48. Решите задачу VI 1,46, когда между источником и точкой наблюде-
ния находится бетонная стена толщиной 20 см (цеф»0,1 см-*).
VII.49. Рассчитайте, сколько часов в неделю можно работнику находиться
на расстоянии 1 м от незащищенного источника Ро-Ве нейтронов? [Допустимая
недельная доза потока быстрых нейтронов 2,6* 106 1/(см2 • неделя)].
VII.50. Каковы основные правила получения, транспортировки, хранения и
использования закрытых источников излучения? Какие дополнительные требо-
вания необходимо выполнять при работе с открытыми источниками?
Часть третья
Изотопная геология и ядерная геотермия
Глава VII!
ФОРМИРОВАНИЕ И ИЗМЕНЕНИЕ ЭЛЕМЕНТНОГО
И ИЗОТОПНОГО СОСТАВА ВЕЩЕСТВА
§ 48. СИНТЕЗ ИЗОТОПОВ В ДОЗВЕЗДНУЮ
И ЗВЕЗДНУЮ СТАДИИ РАЗВИТИЯ ВЕЩЕСТВА
При сопоставлении относительного распространения химиче-
ских элементов и их изотопов на Земле, в метеоритах и спектрах
Солнца обнаружен ряд закономерностей, например подобие кри-
вых относительного содержания различных элементов для Солнца
и Земли, исключая область элементов до Z = 7. Содержание их
на Солнце в 104—105 раз выше. Вместе с тем обращает на себя
внимание резкое различие распространения (в пределах каждого
тела) элементов с близкими химическими свойствами, более того,
различных изотопов одного и того же химического элемента. Все
это доказывает невозможность объяснения распространения эле-
ментов их химическими свойствами. Такое объяснение возможно
лишь с учетом их ядерных свойств и процессов, происходящих
в недрах звезд, с которыми, согласно современным представле-
ниям, и связано в основном образование всех элементов, исклю-
чая водород и часть гелия.
Согласно наиболее популярной современной космогонической
гипотезе, доступная нашим исследованиям часть Вселенной рас-
ширяется. Если процесс расширения экстраполировать в прош-
лое, то окажется, что радиус Вселенной 10—13 млрд, лет назад
(по другим данным 18—20 млрд, лет) был близок к нулю, а ее
плотность, температура и давление были чудовищными. Поэтому
считают, что в указанное время произошел «большой взрыв» (ко-
роче «взрыв»), положивший начало расширению Вселенной.
О составе указанного архиплотного вещества говорить трудно,
но уже через 10-5 с оно представляло смесь нуклонов, антинукло-
нов, электронов, позитронов, мезонов, фотонов и, особенно, ней-
трино. В течение следующих 10-4 с большинство частиц и анти-
частиц аннигилировалось, создавая жесткие кванты. Из-за не-
большого первоначального избытка частиц над античастицами,
либо из-за неизвестных нам процессов, либо из-за их разделения
в пространстве в части Вселенной, доступной нашему наблюде-
нию, сохранилось некоторое число частиц (электроны, протоны,
нейтроны).
269
Через 1 с после взрыва, когда температура снизилась до
1010 К, начался [3-распад нейтронов. Через 250 с, когда темпера-
тура снизилась до 109 К и создались условия для объединения
протонов и нейтронов в простейшие ядра, состав вещества ста-
билизировался на уровне 70 % ядер водорода и 30 % — гелия.
Однако нейтральные атомы могли возникнуть только еще через
10s лет, когда температура снизилась до 3500 К, возникли галак-
тики, звезды. Дальнейший синтез атомных ядер шел уже в нед-
рах звезд.
При этом образование ядер элементов (нуклеосинтез) идет
на всех стадиях развития звезд и носит циклический характер.
После этапа сжатия звезд, приводящего к повышению их темпе-
ратуры, начинаются реакции слияния легких элементов, а после
выгорания легких элементов-—новое сжатие и рост температуры,
при которых реакционноспособными становятся, и продукты ре-
акции предыдущего этапа.
Начало первого звездного цикла в современных звездах сов-
падает с завершением их конденсации из рассеянного космиче-
ского вещества, содержащего много водорода. Когда сжатие
звезды нагревает ее до 107 К, начинается синтез гелия в резуль-
тате протон-протонного и при 2-107 К также углерод-изотопного
циклов реакции.
Протон-протонный цикл реакций включает следующие про-
цессы:
1H + 1H^2H-p|3+ + v,
2Н -рН-^Не + у,
3Не-|-3Не-^4Не-{- 24Н.
Каждая последующая реакция заметно идет лишь после на-
копления продукта предыдущей реакции (2Н и 3Не). С увеличе-
нием концентрации 3Не появляется также небольшая вероят-
ность образования углерода по реакции 34Не->12С+у. Появление
12С и дальнейший рост температуры вызывают реакции второго
цикла — углерод-азотного:
12С pH 13N 13С + + v,
i3C + iH^14N + y,
i4N _р iH ио 15N + 0+ + v,
15N + 1П->12С 11Нс.
Ядра 12С, 13С, 14N, 15N играют лишь роль катализаторов, их
число в результате реакций не меняется, а в итоге происходит
лишь образование 4Не из четырех 1Н, сопровождающееся сум-
марным выделением энергии 26,7 МэВ.
По мере уменьшения количества водорода описанные реак-
ции затухают, и начинается второй звездный цикл с новым сжа-
тием и нагревом звезды. После достижения температуры 108 К
и плотности вещества около 104 г/см3 основной становится сле-
270
дующая реакция слияния трех ядер гелия: 34Не-»12С+ у. После
накопления достаточного количества 12С начинается синтез кис-
лорода: 12С+ 4Не->’бО + у.
Третий цикл гравитационного сжатия звезд доводит их тем-
пературу до 109 К, плотность до 106 г/см3 и вызывает реакции:
212C^20Ne + 4He,
2iaC->a3Na-pH,
2l2C 24Mg + у,
а при дальнейшем росте температуры также
ieO + 12C->28Si + v,
21еО —>-31Р-|—4Н,
2ieO^28Si+4He.
Четвертый цикл сжатия и дальнейшего повышения темпера-
туры, происходящий после выгорания кислорода, усиливает теп-
ловое движение атомов, способствует возникновению у-квантов,
заметная часть которых в состоянии вызывать фотоядерные ре-
акции, например,
20Ne + y->16O + 4He,
28Si+y->24Mg + 4He.
Высокоэнергетические а-частицы, возникающие при этих про-
цессах, приводят к образованию изотопов серы, аргона и неко-
торых других изотопов вплоть до 48Т1:
28Si + 4He->32S-f-y,
32S -ф 4Не 36Аг 4- у.
Продукты этих реакций — у-кванты в свою очередь усили-
вают интенсивность реакций (у, ц), (у, р), (у, а), а поглощение
образующихся протонов, нейтронов и а-частиц создает еще более
тяжелые ядра, особенно loFe и других изотопов с большим мас-
совым числом (Ni, Со), Анализ показывает, что бурное протека-
ние этих процессов (е-процесс), связанных с поглощением и
испусканием у-квантов, например реакции (а, у) и (у, а), продол-
жается сравнительно короткое время (примерно 1 ч) и заканчи-
вается взрывом и последующим резким охлаждением вещества,
способствующим «замораживанию» образовавшихся относительно
тяжелых изотопов.
Железо среди всех элементов обладает наибольшей средней
энергией связи протонов и нейронов, поэтому реакции слияния
легких ядер эизотермичны лишь до Z — 26, а при Z>26 они тре-
буют затрат внешней энергии. По этой причине, а также из-за
роста затрат на преодоление большого кулоновского отталкива-
ния ядра с массовым числом более 60—65 образуются уже дру
гими способами, в основном за счет реакций (п, у). При этом
271
Источниками нейтронов служат реакции типа (а, п) в некоторые
другие, например реакция 13С-|-4Не^26О + п..
Часть тяжелых ядер создается в результате многократного по-
вторения реакций (п, у) и fK-распада (s-процесс), другие (когда
вероятность поглощения нейтронов велика по сравнению с р-рас-
падом)— путем последовательного захвата большого числа ней-
тронов (r-процесс) и последующей цепочки р_-распадов. Напри-
мер, реакция 2^Bi + 29оП^-2|!В + у и последующая цепочка де-
вяти p-распадов приводят к образованию ядра ^U. Медленный
захват нейтронов (s-процесс) идет обычно в звездах типа крас-
ных гигантов, г-процесс—-при взрыве сверхновых звезд, когда
растет вероятность последовательного захвата нескольких ней-
тронов благодаря распаду части ядер на протоны и нейтроны и
резкому увеличению числа нейтронов. Продукты взрыва сверх-
новых звезд, обогащенные тяжелыми элементами, входят в со-
став звезд следующего поколения, и в результате многократных
повторений описанных процессов доля тяжелых элементов в ве-
ществе растет.
Заканчивая краткое описание нуклеосинтеза, следует отме-
тить, что многое в нем еще остается недостаточно помятым. По-
этому большинство выводов рассмотренной теории носит предва-
рительный характер и вполне может измениться в процессе даль-
нейших исследований.
§ 49. СОВРЕМЕННЫЕ ЯДЕРНЫЕ ПРОЦЕССЫ,
ИЗМЕНЯЮЩИЕ СОСТАВ ЗЕМЛИ
Радиоактивный распад, а также ядерные реакции под дейст-
вием радиоактивных и космических излучений приводят к непре-
рывному изменению химического и изотопного состава вещества
Земли, особенно земной коры и атмосферы. За длительную исто-
рию развития Земли масштабы этих изменений могли быть весьма
значительными. Количество естественно-радиоактивных элемен-
тов на Земле непрерывно уменьшается. С учетом радиоактивных
постоянных легко рассчитать, например, что за период существо-
вания земной коры (3,5 млрд, лет) количество радиоактивного
изотопа калия уменьшилось в 8 раз, а содержание актиноурана
235и - в 30 раз.
Из состава вещества нашей планеты исчезли радиоактивные
изотопы с периодами полураспада от 106 до 108 лет, которые при-
сутствовали на заре ее развития. Многие из таких изотопов в на-
стоящее время получены искусственно: 244Ри (7 = 7,7 >107 лет),
247Ст (6,5• 107 лет), 146Sm (5-107 лет), 2"РЬ (5- 107 лет),
236U (2,39- 107 лет),. !29J (1,72- 107 лет), 107Pd (7- 10s лет), i35Cs (ЗХ
X Ю6 лет), "Тс (2,6- 106 лет), 10Ве (2,2• 10е лет) и др. Изменялось
на Земле и содержание изотопов свинца, гелия, аргона и других
конечных продуктов распада радиоактивных элементов. Иногда
встречаются, например, свинцовые минералы, практически пол-
ностью состоящие из радиогенного свинца.
272
Ядерные реакции под действием радиоактивных и космиче-
ских излучений в масштабах геологического времени и в благо-
приятных условиях также могли приводить к значительным ло-
кальным накоплениям отдельных изотопов. В пределах нашей
планеты эти превращения следует разделять на реакции, вызван-
ные: излучением естественно радиоактивных элементов; космиче-
ской радиацией; излучением, сопровождающим деление ядер тя-
желых элементов.
Для энергии а-частиц природных радиоактивных элементов
реакция (а, п) возможна на ядрах легких элементов (Li, Be, В,
N, F, Na, Mg, Al). Наиболее интенсивно она идет на бериллии:
9Ве (а, п} 12С. Ряд радиоактивных минералов (торит, бреггерит,
клевеит и др.), содержащих в небольшом количестве (обычно не
более 0,1 %) бериллий, являются, таким образом, естественными
источниками нейтронов. Такими же источниками нейтронов дол-
жны быть и минералы, одновременно содержащие бериллий и
самарий.
Ядерные реакции под действием у-излучения естественно-ра-
диоактивных элементов протекают только на ядрах бериллия
9Ве (у, д)8Ве и дейтерия t2D (у, характеризующихся наи-
меньшими энергиями связи нейтронов, и приводят к возникнове-
нию свободных нейтронов. Образующийся при этом нестабиль-
ный изотоп 6Ве является дополнительным источником а-частиц,
так как в дальнейшем распадается по схеме 8Ве^24Не. В целом,
однако, скорость образования в земной коре нейтронов за счет
ядерных реакций, вызванных распадом естественно-радиоактив-
ных элементов, невелика и приближенно оценивается 1,6-10-8
нейтронов с 1 с на 1 г породы.
Первичное космическое излучение представляет собой непре-
рывный поток ядерных частиц с весьма высокой энергией (до
1019'—1020 эВ), поступающих из мирового пространства. Большую
часть этого потока составляют протоны (около 90 %) и а-частицы
(примерно 10%), меньшую— ядра легких элементов (Не, Li, Be,
В, С, N, О). Его плотность за пределами атмосферы достигает
приблизительно 10 частиц на 1 см2 в 1 мин. Проходя через атмо-
сферу Земли, первичные космические лучи почти полностью по-
глощаются, взаимодействуя с ее атомами и выбивая из них заря-
женные и нейтральные частицы (вторичное космическое излуче-
ние): протоны, нейтроны, у-квапты, дейтоны, позитроны, мезоны.
Весь этот комплекс вторичных лучей сопровождается интенсив-
ным у-излучением. Следы космических лучей обнаруживаю']' на
глубине до 1000 м под поверхностью моря.
Максимальной интенсивности вторичное космическое излуче-
ние достигает на высоте около 22 км от поверхности Земли.
Среди его составляющих наибольший интерес представляют кос-
мические нейтроны, вызывающие наиболее важные в количест-
венном отношении ядерные реакции. Среди них в первую очередь
необходимо отметить реакции типа (д, р) и (д, 3Н) на ядрах наи-
более распространенного в атмосфере элемента — азота: l4N-|-
273
+ frt^14C + 1p; l4N4-+3iH. Первая реакция характерна для
медленных нейтронов, вторая — для быстрых. Образующиеся ра-
диоактивные изотопы 14С и i3H распадаются, превращаясь в изо-
топы азота и гелия: |4С—O4N + f}_ (7 = 5760 лет), 3Н->Ч1с(5 (Т =
= 12,26 лет).
Таким образом, в атмосфере под действием космического из-
лучения непрерывно образуются 14С, 3Н и 3Не. Скорость образо-
вания атомов 14С за счет поглощения нейтронов составляет 2±
±0,5 (см2-с)_|, трития —0,1—0,3 (см2*с)-’, Некоторый вклад
в их образование дают также и другие реакции, например
!6О(р, Зр)14С, 1Г>О(р, 3Н)14П, 14N (р, 3Н)|2С и другие, а также тер-
моядерные взрывы в атмосфере, высвобождающие большое число
нейтронов. Из других изотопов, разделяющихся в атмосфере под
действием космического излучения на азот и кислород, отметим
радиоактивные изотопы 7Ве (7 = 56,3 дней), |0Ве (7 = 2,5 млн. лет).
В результате расщепления 40Аг космическими лучами образуются
36С1 (7 = 0,3 млн. лет) и большое число более короткоживущих
изотопов (22Na, 32Si, 32Р, 35S и т. д.).
Под действием наиболее жесткой компоненты космического
излучения могут протекать реакции и в горных породах. Однако
интенсивность этой компоненты и выхода реакций весьма малы.
К их числу относятся, например, реакции 238U+n->-237U+ 2п,
237lJ^-237Np + |±; 232Th + n->231Th±2n, Под действием нейтронов
любого происхождения происходит деление ядер тяжелых эле-
ментов (235U, 238U, 232ТЬ, 23ЛРа), сопровождающееся освобожде-
нием дополнительных нейтронов и ядер более 200 осколков деле-
ния. Почти все они являются радиоактивными и при распаде
образуют стабильные ядра более легких элементов: ®7Кг, 84Кг,
130Хе, t29Xe и др. Период полураспада самопроизвольного деле-
ния урана и тория, однако, столь велик, что заметных изменений
в изотопном составе элементов оно не вызывает.
При высокой энергии космических частиц (более 100 МэВ)
могут протекать реакции расщепления ядер с образованием ра-
диоактивных изотопов. Число таких реакций очень велико, на-
пример, при бомбардировке железа протонами с энергией 660 МэВ
получено более 100 видов изотопов легких элементов, в том числе
40К. Однако из-за малой интенсивности нуклонов и ядер с высо-
кой энергией в составе космических лучей на уровне моря (2х
Х10 -3 частиц/см2 • с) выход таких реакций в земной коре неве-
лик. Их роль существенно выше в метеоритах и планетах, не за-
щищенных атмосферой.
Значительный интерес представляет также воздействие ра-
диоактивных излучений на различные химические реакции в зем-
ной коре. В настоящее время установлено, что под влиянием
этих излучений происходят химические реакции разложения воды
на водород и кислород, полимеризация углеводородов и др. Об-
разование в глубинных слоях земной коры свободного кислорода
может существенно изменить ход некоторых геохимических про-
цессов. С полимеризацией углеводородов под действием а-лучей
274
некоторые исследователи связывают процесс образования нефти.
Лабораторные исследования показали, что бомбардировка
у-квантами жирных кислот от С2 до Сзо вызывает декарбоксила-
цию алифатических углеводородов, а бомбардировка нафтеновой
кислоты приводит к образованию нафтенового углеводорода и
т. п. Результаты исследований явились обоснованием для гипо-
тез о радиоактивной природе процесса образования нефти. Не-
смотря на то, что эти гипотезы недостаточно обоснованы и встре-
чают ряд критических замечаний, они отражают тот объектив-
ный факт, что радиоактивность могла играть важную роль
в процессе образования нефти из сложных органических веществ.
§ 60 ОСНОВНЫЕ ПРИЧИНЫ И НЕКОТОРЫЕ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ ИЗМЕНЕНИЯ СООТНОШЕНИИ
СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ НА ЗЕМЛЕ
Подавляющее большинство элементов, встречающихся в при-
роде, представляет собой смесь стабильных и реже нестабильных
изотопов — элементов с одинаковым зарядом Z, но с разными
значениями массового числа М. Количество изотопов, соответст-
вующих данному элементу, их стабильность и относительное
распространение в природной смеси связаны с особенностями соот-
ношения в ядре протонов и нейтронов. Обычно большей стабиль-
ностью характеризуются ядра элементов с некоторым соотноше-
нием числа (для легких ядер с одинаковым числом) протонов и
нейтронов, изотопы элементов с массовыми числами, кратными
четырем, а также изотопы с четными Z и четным числом нейтро-
нов в ядре (четно-четные изотопы). Они имеют и наибольшее
распространение в природе, особенно изотопы с массовыми чис-
лами, кратными четырем: 12С, 16О, 28Si, 40Са, 56Fe и'т. п. Особенно
большой устойчивостью среди четно-четных ядер' характеризу-
ются ядра изотопов с так называемыми магическими числами
протонов и нейтронов: 2(Не), 8(0), 20(Са), 50(Sn) и т. д.
По распространению составляющих их изотопов наиболее су-
щественно различаются легкие и тяжелые элементы. Как пра-
вило, общее число изотопов увеличивается с повышением Z. Для
легких элементов обычно преобладает один изотоп, в то время
как распространение остальных изотопов значительно меньше.
Начиная с Z = 28 и выше, изотопы распределены более равно-
мерно. У легких элементов с четными Z наибольшее распростра-
нение имеют самые легкие изотопы. У тяжелых (Z>32) элемен-
тов с четными Z, наоборот, преобладают тяжелые изотопы. Для
элементов с нечетными Z, имеющих два изотопа, более распро-
странен легкий изотоп. Исключением являются элементы с Z,
равными 3(Li), 5(B), 49(Jn), 63(Eu), 75(Re), 77(Jr) и 81 (TI).
До широкого внедрения масс-спектроскопии считали, что изо-
топный состав элементов в природе сохраняется неизменным. Од-
нако, уже в 1926 г. академик В. И. Вернадский указал, что од-
ним из характерных свойств живой материи является изотопное
275
разделение. Последующие исследования полностью подтвердили
это предвидение. К настоящему времени наличие колебаний изо-
топного состава установлено для многих элементов. В большин-
стве случаев эти колебания по абсолютной величине незна-
чительны. Однако для некоторых элементов, особенно легких
(водород, углерод, кислород п др., принимающие участие в кру-
гообороте веществ), а также радиогенных (свинец, аргон, гелий
и др.), они более существенны и уверенно фиксируются современ-
ными м асс-спектрометрамп.
Первичный изотопный состав элементов сформировался в про-
цессе нуклеосинтеза, а Земля на ранней стадии своего развития
унаследовала его от протопланетного вещества. В дальнейшем
суммарное содержание большинства стабильных изотопов на
Земле осталось практически постоянным во времени. Исключение
составляют в основном радиогенные изотопы, количество кото-
рых во времени растет из-за распада соответствующих радиоак-
тивных элементов. Поэтому колебания в изотопном составе ра-
диогенных элементов особенно велики. Например, отношение
20sPb/204Pb в природных условиях изменяется более чем в 2 раза,
отношение 40Аг/36Аг— в 20 раз, а отношение 3Не/4Не — в 1200 раз.
Менее существенную в целом роль играют ядерные реакции,
а также более быстрая утечка из атмосферы в мировое простран-
ство легких изотопов некоторых элементов (водорода, гелия).
Значение других процессов изменения баланса изотонов на Земле
(падение метеоритов и др.) ничтожно.
В то же время для легких элементов значительную роль иг-
рают процессы фракционирования (разделения) изотопов, т. е.
их перераспределение между отдельными фазами вещества в раз-
личных природных процессах. Они в отличие от перечисленных
выше процессов, естественно, не изменяют соотношения изотопов
элементов в целом на Земле, но заметно влияют на колебания
этих соотношений в различных объектах. Например, колебания,
соотношения отдельных пар изотопов достигают для кислорода
5%, углерода — 8%, серы — 9% и, наконец, для водорода —
почти 100%.
Указанное разделение изотопов в природе связано с неболь-
шим различием в их физических и химических свойствах, обус-
ловленных разницей масс. Химические свойства (межатомные и
межмолекулярные силы) зависят от числа и расположения ор-
битальных элементов. Однако некоторое, хотя и небольшое, влия-
ние па химические свойства атомов, в частности на значения
энергии, выделяемой при реакциях, и на скорость реакций ока-
зывает и масса ядра, В природе из-за различного поведения изо-
топов одного и того же элемента изотопы разделяются следую-
щими процессами: а) обратимыми и обменными химическими ре-
акциями в замкнутых системах (термодинамический изотопный
эффект); б) односторонними химическими реакциями и неравно-
мерными реакциями в открытых системах (кинетический изотоп-
ный эффект); в) физическими процессами типа испарения, днф-
276
фузии, термодиффузии, адсорбции и т. п.; г) биологическими про^
цессами. Последние два пункта являются частными случаями или
суперпозицией термодинамического и кинетического эффектов.
Термодинамический изотопный эффект проявляется в равно-
весных и обратимых изотопно-обменных реакциях между двумя
фазами (газ-жидкость, жидкость — твердое тело). Один из изо-
топов предпочтительно накапливается в одной фазе, а другой—
во второй. Общая формула такой реакции имеет вид:
fiX Г^А —]— itiXцВ -j- тХпВ,
где X, X* —легкий и тяжелый изотопы рассматриваемого эле-
мента, входящие в молекулы А и В. Константа равновесия К та-
кой реакции изотопного обмена выражается через концентрации
ее конечных и исходных продуктов:
Изотопное отношение для данного элемента, т. е. отношение
концентраций тяжелого (и обычно менее распространенного)
изотопа к концентрации более легкого из изотопов, обозначим В.
Отношение абсолютных изотопных отношений Вл и Rp в двух фа-
зах (Л и В) называют коэффициентом изотопного фракциониро-
вания: а = Вл/Вв- Связь между а и К определяется выражением
ц = где k—число атомов, вступающих в реакцию обмена
(в приведенной выше реакции k = mn). Эта связь становится наи-
более простой (а —Л), если реакцию записать для случая обмена
только одного атома (6=1). Например, реакцию обмена изото-
пов кислорода между Н2О и газообразными СО2 целесообразно
записывать в виде: V2C16O2 + Hi8O^V2C18O2-!-H260. Тогда а =
=Л=(С18О2),/,(НГО)/[(С1вО2)‘/‘(Н?О)].
Значения а обычно отличаются от единицы во втором или
третьем знаке после запятой, поэтому часто изотопное фракцио-
нирование (термодинамический изотопный эффект) оценивают
величиной а—-1, выраженной в промиллях или процентах. На-
пример, выражения «фракционирование серы между сфалеритом
и галенитом при 200 °C составляет 3,6 %о» или «сфалерит обога-
щен 34S на 3,6 %о по отношению к галениту» означают, что при
указанной температуре коэффициент фракционирования изотопов
серы между ZnS и PbS составляет 1,0036.
Значение К. рассчитывается методами квантовой химии и за-
висит от соотношения колебательных частот участвующих в об-
менной реакции молекул и от температуры. С увеличением
температуры константа равновесия К стремится к единице, а тер-
модинамический изотопный эффект а—-1 к нулю. Изотопное разде-
ление, таким образом, наиболее интенсивно протекает лишь в ус-
ловиях относительно низких температур. В частности, в мантии
и нижней зоне земной коры оно практически отсутствует.
277
Кинетический эффект разделения изотопов (изотопно-кинети-
ческий эффект) связан с неодинаковой скоростью необратимых
(односторонних) пли неравновесных (в открытой системе) ре-
акций для молекул, содержащих различные изотопы данного эле-
мента. Скорость и односторонней реакции типа Л+В^-ДВ: <о =
= /<сСАСл, где /С —константа скорости реакции; СА, Св—кон-
центрации веществ Д и В. Для бимолекулярной реакции кон-
станта Кс пропорциональна величине (2л/г77ц)ехр[—В/(йТ)],
а отношение констант скоростей молекул, содержащих легкий и
тяжелый изотопы
Кс/Х* = VИ*/н ехр [—(£—
где ц, ц * — приведенные массы легкой и тяжелой молекул; В,
В*— энергия этих молекул; Т — абсолютная температура; k—
постоянная Больцмана.
Отношение KJKc. * количественно определяет величину кине-
тического изотопного эффекта. Из последней формулы видно, что
в отличие от термодинамического эффекта кинетическое изотоп-
ное разделение происходит при любых температурах (с увеличе-
нием температуры KJKc~^ д/р*/р ). Из этой же формулы сле-
дует, что, поскольку и:’ >Н' при высоких температурах Кс/Кс*>1.
т. е. реакция с легким изотопом в этих условиях идет быстрее,
чем с тяжелым. В других условиях может наблюдаться и обрат-
ная картина, когда реакция идет быстрее с тяжелым изотопом.
При термическом разложении, например, связь t2C— 12С наруша-
ется чаще, чем связи 12С—1SC или 13С—14С. В нитрате аммония
связь N—16О нарушается чаще, чем N—18О, и т. д. Однако при
гидролизе трифенилсилана связь Si—2Н нарушается чаще, чем
связь Si—’Н.
При испарении и диффузии — физических процессах, имею-
щих наибольшее значение в геохимии изотопов, различное по-
ведение тяжелых и легких молекул также связано с их разным
энергетическим состоянием. Изотопное разделение жидкости при
ее испарении в закрытой системе (равновесный процесс) можно
рассматривать как частный случай термодинамического эффекта,
а при испарении жидкости в открытой системе (неравновесный
процесс) — как частный случай кинетического эффекта.
Для процессов диффузии газов через перегородку с отвер-
стиями, диаметр которых меньше длины свободного пробега мо-
лекул газа, коэффициент изотопного разделения
где М, М*— массы молекул с легким и тяжелым изотопами со-
ответственно.
Особое место в разделении изотопов занимают биологические
процессы. Причина биологического эффекта не всегда четко уста-
навливается, но обычно он представляет собой, по-видимому, су-
278
перпозицпю термодинамического и кинетического эффектов. Наи-
более изучено разделение изотопов углерода при фотосинтезе.
При этом растения больше усваивают из атмосферы 1ЙССЬ, чем
13СО2.
КоэффицпеЕГТ разделения стабильных изотопов а во всех пе-
речисленных процессах отличается от единицы на малую вели-
чину. Однако в циклических процессах с числом циклов п пол-
ный коэффициент разделения составляет уже ап.
Изотопное фракционирование определяется характером соот-
ветствующих физико-химических процессов, их скоростью и тем-
пературными условиями. Это позволяет на основе изотопного
анализа природных соединений реконструировать процессы, про-
исходившие в геологическом прошлом, и, в частности, оценивать
их скорость и температуру, т. е. позволяет использовать данные
изотопного анализа для решения целого ряда важнейших про-
блем генезиса горных пород и их последующей геологической ис-
тории.
Контрольные вопросы и задачи
V III.1. Каков был состав вещества к моменту образования звезд (через
10в лет после взрыва)?
V III.2. Какие основные процессы синтеза атомных ядер происходят
в звездах?
V II 1.3. Каков результат протон-протонного и углерод-азотного циклов реак-
ций, происходящих в начальных циклах развития звезд? Какой из них был са-
мым ранним процессом синтеза в звездах?
V III.4. Какие значения температуры н плотности вещества достигаются
в третьем цикле сжатия звезд? Какие реакции типичны для этого цикла?
V III.5. Какие реакции характерны для четвертого никла развития звезд
(е-процесса) ?
V III.6. В чем принципиальное различие в энергетических процессах син-
теза элементов легче и тяжелее железа?
V III.7. Какие основные процессы приводят к образованию элементов тя-
желее железа? -
V III.8. Перечислите основные ядерные процессы, изменяющие состав зем-
ного вещества в современную эпоху.
V III.9. Какие реакции типичны для излучений радиоактивных элементов?
V III. 10. Какие составляющие вторичного космического излучения образуют
радиоуглерод (14С) и тритий (3Н) и из каких элементов?
V III.И. Назовите основные причины изменения соотношения стабильных
изотопов на Земле.
V IIIJ2. Назовите основные процессы, в которых наблюдается фракциони-
рование.
V III. 13. Каково различие термодинамического и кинетического изотопных
эффектов?
V III.14. Что называют изотопным отношением и коэффициентом изотоп-
ного разделения?
V III. 15. Приведите примеры реакций обмена изотопами.
V III. 16. На чем основано использование данных изотопии для определения
палеотемператур?
Глава IX
ВАРИАЦИИ СООТНОШЕНИЯ СТАБИЛЬНЫХ
ИЗОТОПОВ И ИХ ИСПОЛЬЗОВАНИЕ
В ГЕОЛОГИИ
§ 51. МЕТОДИКА ИЗОТОПНОГО АНАЛИЗА
Для решения геологических задач обычно достаточно изучить
относительные изменения изотопного состава тех или иных эле-
ментов, который характеризуют величиной (%0)
6 Л? " R<?_ 10»
/?ст
или 6- 1Q2j
/^ст
где Rx, — абсолютные значения отношения концентраций тя-
желого X* и легкого X изотопов в исследуемом образце (индекс
х) и стандарте (индекс «ст»). При использовании промежуточ-
ных стандартов надо помнить, что б неаддитивна.
Для наиболее интенсивных в геологическом отношении эле-
ментов установлены международные эталонные стандарты их
изотопного состава. Для изотопного состава важнейших элемен-
тов приняты следующие стандарты.
1. Стандарт V—SM0W (стандартная усредненная океаниче-
ская вода), приготовлен в большом количестве и распространен
Международным агентством по атомной энергии (МАГАТЭ)
в Вене в качестве стандарта для изотопного состава кислорода
(lsO/lGO) и водорода (2Ы/1Н). Он характеризуется следующими
значениями изотопного отношения: 2H/iH= 155,76• 10 6; 18О/16О =
-2005,20- 10-6.
2. Стандарт SLAP (стандартный легкий антарктический оса-
док) для тех же элементов. Значения б для SLAP относительно
стандарта V— SMOW : 6 (1SO/16O) slap = -55,5 6 (2Н/’Н) SLap =
= —428 %0.
3. Чикагский стандарт PDB (углерод карбоната белемнитов
одной из геологических формаций США) для изотопного состава
углерода: 13С/12С 0,0112372.
4. Троилит метеорита из Каньона Дьявола (США) принят
в качестве международного стандарта при определениях
б (34S/32S).
На ранних этапах развития изотопной геологии были разра-
ботаны денситометрические методы определения изотопного со-
става 8О, 1Н в воде (А. И. Бродский и др.). Однако методика
оказалась трудоемкой и была вытеснена прецизионной масс-спек-
трометрией, предложенной Г. Юри в 1951 г. первоначально для
определения палеотемператур древних морей по изотопному со-
ставу 18О в биогенных карбонатах.
280
Масс-спектрометры работают по принципу разделения ионов
по массе в электромагнитном поле. Исследуемый элемент в виде
газообразного соединения вводится в ионный источник масс-спек-
трометра, где он ионизируется пучком электронов, испускаемых
катодом. Образовавшиеся ионы газа вытягиваются из ионного
источника электрическим полем вытягивающего электрода, фик-
сируются и ускоряются другими электродами и в виде узкого
коллиматированного пучка положительно заряженных ионов на-
правляются в пространство между полюсами электромагнита.
Здесь ионы двигаются по круговым траекториям, радиус которых
зависит от массы и энергии ионов. При постоянных значениях
ускоряющего напряжения U и напряженности магнитного поля
Н радиус г траектории частиц пропорционален (где е —
масса и заряд ионов), что позволяет разделять частицы с. раз-
ными массами.
В плоскости фокусировки ионных пучков после их выхода из
магнитного поля расположены входные щели коллектора ионов,
собирающего заряд, который приносится частицами той или иной
массы. Возникающий на коллекторе ионный ток усиливается
электронной схемой и регистрируется самопишущим прибором.
Регистрируемый ток пропорционален содержанию в исследуемой
смеси частиц данной массы (точнее, с данными m/е). Большин-
ство частей масс-спектрометра помещено в вакуумный кожух —
камеру анализатора.
Обычно значения г и U при исследованиях остаются постоян-
ными, а значение напряженности Н магнитного поля плавно из-
меняется. По мере увеличения Н в коллектор приходят пучки ча-
стиц со все большей массой. На диаграммной ленте самописца,
которая движется с постоянной скоростью, момент прихода ча-
стиц заданной массы на коллектор отмечается в виде возраста-
ния ионного тока.
В результате получают масс-спектрограмму исследуемого газа
(рис. 89).
Разрешающая способность масс-спектрометров и точность
анализа во многом зависят от способа введения исследуемого
газа в ионный источник и параметров коллиматирующих щелей.
Для введения газообразного образца в ионный источник исполь-
зуют молекулярное или вязкостное натекания. В обоих случаях
скорость натекания газа в процессе измерений должна сохра-
няться постоянной. В современных масс-спектрометрах, предна-
значенных для измерения природных вариаций изотопного со-
става, определяют не абсолютное содержание данного изотопа
в анализируемой смеси, а различие между изотопным составом
исследуемого и эталонного образцов. При этом результаты ис-
следований выражают в относительных величинах б. Точность
анализа при определении такой относительной величины оказы-
вается несравненно выше, чем при определении абсолютных изо-
топных отношений R.
281
Ц.огн. еО
iso - Й.
207 205 203 281 199 197 195 М
Рис. 89. Масс-спектрограмма изотопов ртути
Важное значение в
i1 зото п но м а и а л н зе и меет
г а з оо б разное соединение,
в которое преобразуется
исследуемый элемент в
анализируемом веществе.
Желательна простота опе-
раций приготовлений об-
разца, но, главное, при
этом не должны вно-
ситься искажения в изо-
топный состав элемента
первоначального объекта
исследования, С этой точ-
ки зрения для водорода
лучшим считают элементарный водород, несмотря на трудности
его анализа [образование, в источнике ионов (’Н3) большое
различно в массах анализируемых ионов (*H2Il-1- *Нз+ и *Н2+.
Для кислорода рекомендуют С02, Ой, СО. Атомарный кисло-
род ио пригоден, так как линия 180+ накладывается на (1Н216О)+.
В геологии удобнее всего использовать С02 из-за универсально-
сти его получения н доступности способов очистки, а также воз-
можности изучения изотопов и углерода, и кислорода в одном
спектрометре путем несложной перестройки приемника ионов
с нары ионных токов для масс 44 и 45 (12С?6О16О и !3С16О‘6О) на
пару ионных токов для масс 44 и 46 (1ЙС18О'°О). Анализ на изо-
топы кремния и серы использует обычно SiF4SO2 и ЭРД
Для изотопного анализа, как правило, нужны методы полного
выделения газообразного соединения анализируемого элемента.
Незавершенность реакции выделения элемента может привести
к значительным погрешностям из-за кинетического фракциони-
рования изотонов в реакции выделения. Обычно для анализов ис-
пользуют 5—15 мг вещества, а для ]Н и в водах — 50—100 мг.
Точность современного масс-спектрометрического анализа (при
определении относительной величины 6) может достигать 0,5—
I %о для ZH/I1 и 0,05—0,1 %о для других легких элементов.
§Г>2. ИЗОТОПЫ ВОДОРОДА И КИСЛОРОДА
НиОорсм). Природная смесь водорода состоит' из двух стабиль-
ных шпионов - протия 1Н и дейтерия 2Н (или D) и нестабиль-
ного изотона трития 3Н или Т (Т = 12,46 лет). Среднее содер-
жание 41 п океанической воде, как указывалось выше, 0,015576 %.
Ьолыиос относительное различие, в массах изотопов водорода
приводит к тому, что их разделение в природе происходит в зна-
чительно большей степени, чем разделение изотопов других ста-
бильных элементов. Минимальное отмеченное содержание D в во-
дороде фумарол составляет 0,0079 % по сравнению с 0,0156 %
в водороде океанической воды.
282
Наиболее интенсивные факторы разделения в природе ста-
бильных изотопов водорода: непрерывная более быстрая, чем
для D, утечка в межпланетное пространство протия, а также ис-
парение и конденсация вод Земли в процессе их общего круго-
оборота. Утечка протия в межпланетное пространство приводит
к увеличению концентрации дейтерия в атмосфере и растворен-
ном газе поверхностных вод, сообщающихся с атмосферой. Отно-
шение *H/D для атмосферного водорода почти на 50 % выше,
чем, например, для водорода воды из львовского водопровода.
Упругость пара НаО при 20 °C на 8 % выше, чем у HDO. По-
этому, например, при испарении воды из океанов концентрация
D в паре будет на 80 °/оо ниже, чем в воде (в стандарте SM.OW).
При выпадении осадков опять происходит фракционирование.
Остающийся в атмосфере пар еще больше обедняется дейтерием,
а выпадающие дождь или снег несколько обогащаются им, оста-
ваясь, однако, изотопно легче, чем океанические воды. По мере
углубления внутрь континентов дефицит дейтерия в осадках, осо-
бенно в атмосферной влаге, уменьшается. Кроме того, фракцио-
нирование усиливается при уменьшении температуры, в частно-
сти, зимой, на высоких широтах и больших высотах.
Общий диапазон вариаций сезонного изотопного состава во-
дорода атмосферных осадков и поверхностных вод достигает
400°/oq. Наибольшие концентрации D характерны для воды океана,
а также некоторых других бассейнов экваториальной зоны. Наи-
более понижено содержание D в поверхностных водах высоких
широт. В целом состав вод бассейна определяется изотопным со-
ставом поступающего в него стока и осадков, скоростью при-
тока, температурой и объемом испарения.
Содержание D в подземных водах осадочных отложений про-
межуточное между его содержанием в морях и осадках и опре-
деляется преимущественно гидрогеологическим режимом иссле-
дуемого бассейна. Максимального значения, близкого к величине,
характерной для океанических вод, оно достигает в водах седи-
ментационного происхождения, минимального — в инфильтраци-
онных поверхностных водах. Это можно использовать для выяв-
ления зон различной степени водообмена. Так, по данным
Ф. А. Алексеева, В. Н. Сойфера и др., в Азово-Кубанском про-
гибе значение 6D для зон инфильтрационных вод на 50—90 %о
ниже, чем для зон весьма затрудненного водообмена. Аналогич-
ные данные получены и для ряда других бассейнов.
Изучение содержания D в водах и недрах по разрезу нефтя-
ных месторождений показало в среднем одинаковое содержание
D в воде и нефти различных стратиграфических горизонтов. До-
казано, что изотопный обмен между водой и нефтью, свободной
и связанной водой пластов и т. д. не играет заметной роли. Нет
заметного фракционирования и при фильтрации вод даже на
очень большие расстояния. Доказано также, что содержание D
в океане на протяжении всей геологической истории изменялось
не более чем на 30 %о, а различие в изотопных составах воды
283
океана н атмосферы наблюдалось и в прошлые геологические
эпохи.
Зависимость содержания D в осадках и поверхностных во-
дах от географической широты и высоты позволяет определять
высоту неизвестной области питания, а в более общем случае
использовать D в гидрологии в качестве индикатора доли
воды, поступающей из источников с различным расположением.
Когда изотопный состав осадков и рек отличается от состава
грунтовых вод, изотопные исследования позволяют судить о доле
тех и других в подпочвенных водах, определять долю стока, обус-
ловленную ливнями, грунтовыми водами и т. д.
Радиоактивный изотоп водорода — тритий образуется в верх-
них слоях атмосферы в результате бомбардировки ядер атмо-
сферного азота быстрыми нейтронами космического излучения.
Концентрация трития в атмосферной влаге около 10-ls атома на
1 атом *Н (без учета эффектов термоядерных взрывов). В 1952 г.
В. Либби предложил использовать тритий для изучения скорости
смешивания донной п поверхностной вод в океанах, определе-
ния географического происхождения дождевой воды, оценки воз-
раста грунтовых вод, измерения времени пребывания паров воды
в атмосфере и т. д. В основе всех этих направлений использова-
ния трития лежит предполагаемая зависимость интенсивности
обогащения паров воды тритием от времени и условий их пребы-
вания в атмосфере.
Ф. А. Алексеев, В. Н. Сойфер и др. исследовали содержание
Т в водах бассейна р. Москвы и оценили среднее время оборота
грунтовых вод в этом бассейне (5 лет). Большой практический
интерес представляет вывод этих же исследователей о проникно-
вении вод в гдовский горизонт через покрывающие его породы.
Этот вывод основан на результатах сравнения концентрации три-
тия в пластовых водах и современных метеорных водах исследуе-
мого района.
Кислород. Природный кислород состоит из трех стабильных
изотопов: 16О, 17О и 18О. Их содержание в атмосферном кисло-
роде 99,759, 0,0374 и 0,2039 % соответственно. Изменение изотоп-
ного состава кислорода определяется обычно отношением 18О/16О,
В природных условиях 6 (18О/16О) относительно SMOW изменя-
ется от —8 до +32%о- В изверженных породах содержание !8О
минимально, в осадочных — максимально (рис. 90).
Основными процессами, приводящими к разделению изотопов
кислорода в природе, являются следующие изотопно-обменные
реакции:
2Нг18О + С1вО2 2На10О + С18О2; С1аО2 +- 1(Ч+ С18О3 + 18ОЯ;
(газ) (газ) (газ) (газ) (газ) (газ) (газ) (газ)
2Н218О + 16О2 2Нг16О + 18Ог;
(раствор) (газ) (раствор) (газ)
2Н218О + С1вО2 2На1еО + С18О3.
(раствор) (газ) (раствор) (газ)
284
Рис. 90. Распределение изотопов кислорода между земными объектами и ме-
теоритами (по А. И. Тугаринову)
Эти и другие реакции приводят к обогащению изотопом 18О
атмосферного кислорода, а также карбонатных соединений. Изо-
топный состав кислорода поверхностных и грунтовых вод в зна-
чительной степени определяется условиями испарения и минера-
лизацией. В процессе испарения пар оказывается обедненным
изотопом 18О, вследствие чего происходит его накопление в зам-
кнутых водоемах и океанических водах. Закономерности изме-
нения содержания 18О при этом качественно те же, что и для D.
В то же время количественно соотношение степеней фракциони-
рования водорода и кислорода различно для процессов конден-
сации (идет обычно в практически равновесных условиях при от-
носительной влажности воздуха 100%) и испарения (часто идет
в неравновесных условиях). В связи с этим в умеренном и хо-
лодном климате концентрации D и 18О в осадках и грунтовых
водах связаны тесной линейной зависимостью dD = 8618O +10 %о
(относительно SMOW). В бассейнах с более интенсивным испа-
рением фракционирование для кислорода оказывается сильнее и
соотношение 6D и б18О иное.
Соотношение D и 18О в грунтовых водах при нормальных ус-
ловиях во времени практически постоянно. При повышенных тем-
пературах усиливается обмен кислородом между водой и поро-
дой и содержание 18О в водах растет, приближаясь к его содер-
жанию в породах. Из-за малого содержания водорода в твердой
фазе пород обмена водородом, а значит, изменения содержания
D в воде практически нет. Это играет большую роль для опре-
деления происхождения вод в районах с аномальной температу-
рой, в частности термальных источников. Если их воды метеор-
285
ного происхождения, то содержание D близко к таковому в ме-
теорных водах, хотя содержание 18О может быть завышено из-за
обмена с породами.
Важнейшее направление использования изотопного состава
кислорода пород — определение палеотемператур, т, е. темпера-
тур их образования. Метод основан на зависимости константы
изотопного равновесия между исследуемым минералом и вме-
щающей средой от температуры. В принципе для определения
палеотемператур можно использовать любые два сосуществую-
щих кислородсодержащих минерала, имеющих общее происхож-
дение, если изотопное равновесие в них «заморожено» при одной
и той же температуре. В качестве таких двух объектов первона-
чально было предложено использовать (Г. Юри, 1947 г.) СаСО3
в раковине морских организмов (моллюсков) и океанической
воде, реакция изотопного обмена между которыми имеет вид:
Н218О + 1/зС!бО3ч^Н216О + V3CISO3. Коэффициент фракционирова-
ния этой реакции меняется на 0,2 %0 на 1 К, что в принципе до-
статочно для определения температуры с точностью 0,5 К. Реаль-
ная точность зависит от удовлетворительного решения следую-
щих вопросов.
1. Насколько полным было равновесие, изотопов кислорода
между водой и карбонатным скелетом изучаемых организмов во
время их роста и отложения? С этой точки зрения считаются удо-
влетворительными моллюски и фораминиферы.
2. Насколько точно известен изотопный состав океанической
воды в то время? Этот вопрос решается не всегда удовлетвори-
тельно, и именно он обычно лимитирует точность определения
температуры.
3. Действительно ли изотопный состав кислорода скелета (ра-
ковин) можно считать замороженным с момента роста организ-
мов? Есть подозрения, что при переходе арагонита в кальцит пу-
тем растворения и переотложения изотопный состав может из-
мениться. Гарантией отсутствия этого эффекта считают сохране-
ние в материале раковин признаков сезонных изменений.
Для определения палеотемператур предложена следующая
формула (С. Эпштейн) (в °C):
Т = 16,5-4,3 (бс- 6Ш) + 0,14 (6С-ЙХ
где бс — значение б18О для СО2, высвобожденного из СаСО3 ре-
акцией с Н3РО4 при 25 °C; dw — то же для СО2, находившегося
в равновесии с водой бассейна при 25 °C.
Изотопно-кислородный метод полезен для определения темпе-
ратуры образования и более высокотемпературных минералов,
например гидротермальных. При высоких температурах зависи-
мость коэффициента фракционирования а от температуры Т
имеет вид: 1па = а/Г2+б, где а и b — постоянные, зависящие от
пары объектов, между которыми разделяются изотопы.
Влиянием температуры образования объясняют, например,
относительно большее содержание 18О в осадочных породах
286
(61SO — 10—35°/oo)s чем в магматических (4—11°/оо) и метаморфи-
ческих (6—18 %0) породах. Палеотемпературным эффектом объ-
ясняют также закономерное снижение содержания 18О в извест-
няках при приближении к заключенным в них залежам сульфид-
ных руд. Наиболее низкие 618О в осадочных породах характерны
для песчаников, изотопный состав зерен которых унаследован,
а наиболее высокие б18О у кремнистых пород, основная часть ко-
торых образуется в процессе осадконакопления при низкотемпе-
ратурном равновесии между SiC>2 и водой.
§ 53. ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА
Природный углерод состоит из двух стабильных изотопов 12С
и 13С, а в некоторых случаях содержит ничтожные примеси 14С,
образующегося в атмосфере под действием космических нейтро-
нов, По сравнению с другими элементами распределение изото-
пов углерода в природе исследовано наиболее полно. Средняя
концентрация 12С составляет 98,99 %, 13С — 1,11 %, В различных
объектах содержание ,3С изменяется от —98 до 29 %0 относи-
тельно стандарта.
Основные процессы разделения изотопов углерода (по
Э. М. Галимову) приведены на рис. 91. Согласно представлениям
автора указанной схемы, углерод мантии был унаследован из
протопланетной материи и представлен в двух формах: в форме
«легкого» рассеянного углерода, свойственного железным и обыч-
ным каменным метеоритам (д13С =—22 %о), и в форме «тяже-
лого» углерода, характерного для углистых хондритов. С послед-
ней формой генетически связаны основная часть углерода зем-
ной коры и атмосферный углерод, изотопный состав которого
(б13С- — 18°/оо) близок к составу углерода углистых хондридов.
Представителем первой («легкой») формы углерода являются
рассеянный углерод мантии в форме карбидов металлов (613С =
= —23%о), а также рассеянные при гидрогенизации карбидов
(д13С-—28°/оо) в изверженных породах битумы.
При развитии Земли основную роль играли следующие про-
цессы фракционирования изотопов углерода: а) фотосинтез обе-
спечивший более легкий изотопный состав растений (от —20 до
—30 %о) и продуктов последующего усвоения или разложения
(животные, почвенный СО2, уголь и т. п.); б) микробиологиче-
ское—в процессе образования метана биохимического происхож-
дения, что обеспечило максимальное снижение концентраций 13С
в СН4 (б13С от —50 до — 90 %о); в) термодинамические эффекты
в обменных реакциях, например, между углеродом атмосферы и
воды:
13СО2 % Н12СО3 13СО3 + Н13СО3; 13СО2 + 13COS 12СО2 + 13СОГ.
(гэз) (раствор) (газ) (раствор) (газ) (раствор) (газ) (раствор)
В результате этих реакций в конечном итоге происходит утяже-
ление изотопного состава карбонатов морского происхождения
(613С от 5 до —5%о).
287
-б 5ПС,%
СНл болотный
Планктон/ Уголь
СМ^ осадочных пород
'Дифференциация изотопов
о процессе эволюции
‘^аргатческоео вещества к
Са COj серных месторождении
Битумы
Вторичный ка/1&ц ит
Нефть
Изо i очно- одменн/ре
\ + Наследование '
доул. форхг углерода мантии
S.__________+ / \
Рис. 91. Основные процессы распределения изотопов углерода в природе (по
Э. М.' Галимову)
Результатом термодинамических эффектов является также
увеличение концентрации 13С по мере возрастания окисленностн
углерода, т. е. в ряду СН4-^С^-СО->СО2*-НСО3_~>СОз2". Напри
мер, для метана и углекислоты вулканических газов и горючих
источников б13С составляет соответственно от —10 до —30 %0 и
от —-1 до 8%о. Коэффициент изотопного эффекта при карбонато-
образовании (СОд-^СОз2-) в чистой воде составляет 1,0071,
а в присутствии Mg2+— 1,009. По этой причине доломиты содер-
жат несколько больше 13С, чем кальцит.
Важная функция изотопного анализа углерода — выяснение
происхождения рассеянного углерода. Низкие значения 6,3С (при-
мерно —15 %о) указывают на его биологическое происхождение.
Низкое содержание 13С в нефтях (от —23 до —34 %о) также рас-
сматривают как подтверждение их органического происхожде-
ния. Вместе с тем, по Э. М. Галимову, иногда продукты с низкой
концентрацией !3С могут образоваться также за счет «легкого»
углерода мантии (наследие железных и обычных каменных ме-
теоритов) .
Значение 13С для отдельных фракций нефти растет от пара-
фин-нафтеновых углеводородов к ароматическим и далее к смо-
лам. Изотопный состав углерода различается в основном в зави-
симости от возраста нефтематеринских толщ. Значение б13С от
протерозоя до кайнозоя в целом растет, но на этом общем фоне
288
наблюдаются некоторые колебания, особенно сильное локальное
изменение (уменьшение б13С до —30%0) характерно для триаса.
В процессе преобразования органического вещества в главной
зоне нефтеобразования связи 12С—12С разрываются легче, чем
связи 12С—13С, поэтому изотопный состав метана при этом ока-
зывается более легким (от —30 до —57 %0), чем у исходного ор-
ганического вещества и у более тяжелых углеводородов. Осо-
бенно низко содержание 13С (б13С от —55 до —97 %0) у метана
биохимического происхождения, который образуется ио реакции
СО2^-СН4, катализируемой бактериями. Ф. А. Алексеев и
В. С. Лебедев предложили использовать этот эффект при поисках
и разведке нефтегазовых месторождений для выяснения основ-
ного источника образования газа. Например, в Ставропольском
крае метан газовых залежей в кайнозойских отложениях по своему
изотопному составу близок к газам биохимического происхожде-
ния, а в меловых отложениях—к термокаталитическим газам,
что говорит об их генетическом различии. Аналогична картина
для сеноманских и валанжинских залежей севера Тюменской
области.
§ 54. ИЗОТОПЫ СЕРЫ И ГЕЛИЯ
Сера. У серы четыре стабильных изотопа: 32S (95%), 33S
(0,74%), 34S (4,2.%) и 36S (0,016%)- О колебаниях ее изотопного
состава обычно судят по отношению 34S/32S, вариации которого
в природе достигают 9% при точности определений d34S±O, 1 %.
Отсчет этих колебаний принято начинать от уровня 34S/32S =
— 0,0450045, характерного для изотопного состава серы троилита
метеорита из Каньона Дьявола (штат Аризона, США). Состав
серы в разных метеоритах изменяется мало и близок к составу
серы ультраосновных изверженных пород (534S—1,2 %0), образо-
вание которых связано с глубинным подкоровым веществом. Это
одно из подтверждений того, что средний состав первичного ве-
щества Земли был близок к составу метеоритов (см. § 60). Даль-
нейшая дифференциация вещества Земли сопровождалась разде-
лением изотопов серы; чем больше SiO^ в магматических поро-
дах, тем они богаче 34S и тем в больших пределах изменяется
634S. Эта величина для основных пород изменяется от —5,7 до
7,6%о, для кислых от —13,4 до 28,7%0 (рис. 92).
Главная причина изотопного разделения серы в экзогенных
условиях—-биологические реакции восстановления сульфатной
серы (SO4) и ее усвоения микроорганизмами. Возникающие при
этом сероводород и пирит обогащаются изотопом 32S, а в оста-
точном сульфате накапливается изотон 34S. В результате сера
органического происхождения всегда обогащается легким изото-
пом 32S, а небиогенная сера — изотопом 34S. Коэффициент разде-
ления в биологических реакциях обратно пропорционален скоро-
сти редукции сульфата бактериями и возрастает с увеличением
концентрации сульфатов в сфере деятельности бактерий. В соот-
289
Осадочные месторождения
Рие. 92. Распределение изотонов серы между земными объектами и метеори-
тами (по /V. И. Тугаринову)
ветствии со сказанным чем больше в осадках органического ве-
щества, тем легче изотопный состав серы и ниже 634S.
В эндогенных условиях фракционирование изотопов серы об-
условлено преимущественно изотопно-обменными реакциями
в магме, гидротермальных системах и т. д., в ходе которых сера
более высокой степени окисления (SO4) обогащается тяжелым
изотопом. Коэффициент разделения этих реакций растет с уве-
личением различия в степени окисленности соединений, участ-
вующих в реакции, и с понижением температуры. Поэтому зна-
чение 634S можно использовать в качестве геологического термо-
метра. Однако его использование для этих целей возможно лишь,
если есть уверенность в равновесности процессов разделения.
Например, очень частые случаи получения этим методом нере-
ально высоких температур по гидротермальным рудным место-
рождениям говорят о том, что равновесное состояние в этих про-
цессах, как правило, не достигалось.
Среди природных геологических объектов тяжелым изотопом
обогащена сера морских и гидротермальных сульфатов, эвапори-
тов и гранитов, легким — сульфиды осадочного и гидротермаль-
ного происхождения, а также сера органических веществ.
Наиболее цепную информацию об изотопном составе серы по-
лучают при выяснении генезиса и условий формирования ее ме-
сторождений, а также при восстановлении условий формирова-
ния морских осадков, эвапоритов и других пород осадочного ком-
плекса. По изотопному составу серы было установлено, напри-
мер, что крупнейшие месторождения самородной серы (на о-ве
Сицилия, в штатах Техас, Луизиана, в Прикарпатье и др.) обра-
290
зовались в результате редукции сульфатов, сопровождавшейся
окислением органического вещества. Для эндогенных месторож-
дений серы характерны разные колебания ее изотопного состава
в пределах каждого месторождения и от месторождения к место-
рождению. По этим колебаниям в настоящее время пытаются
определять приуроченность месторождений к осадочному или гид-
ротермальному типу, выяснять природу источника рудообразую-
щего вещества, изучать физико-химические условия рудоотло-
жений.
Применительно к морским осадкам содержание и изотопный
состав восстановленных соединений серы используют для конт-
роля газового режима бассейнов осадконакопления и, в частно-
сти, контроля интенсивности процессов образования в них серо-
водорода. Чем быстрее протекали эти процессы, тем в меньшей
степени сера обогащена изотопом 34S. Разделение изотопов серы
при отложении сульфатов из морской воды незначительно. По-
этому 634S для эвапоритов является индикатором состава серы
в морской воде. Таким путем установлены систематические ва-
риации 6a4S морских вод в истории Земли. Предполагают, что
они вызваны изменениями биологической активности в морях и
масштабами поступления легкой континентальной серы. Напри-
мер, обогащение сульфатов изотопом 32S может служить показа-
телем их образования в условиях замкнутого водоема со стоком
пресных вод. Последние характеризуются по сравнению с мор-
скими водами более «легкой» серой.
В периоды высокой биологической активности в морях (кемб-
рий, девон) значение 634S возрастает. В периоды увеличения оро-
генической деятельности усиливается выветривание пород и по-
ступление легкой континентальной серы, соответственно 634S
уменьшается. Особенно резкое уменьшение d34S начинается
в конце девона и заканчивается в конце перми, т. е. совпадает
с герцинским орогенезом. Изотопный состав органических ве-
ществ в осадках более легкий, чем в морских сульфатах, из-за
вклада органической серы, достигающей 10 % от суммарной
серы осадков.
Изотопный состав серы в нефтях различного возраста харак-
теризуется значениями 634S от —2,5 до 19,5%о. Он обычно на 10—
2О%о легче, чем в сульфатах, но при этом меняется в целом син-
хронно изменению состава серы океанической воды (из которой ор-
ганизмы извлекают серу), Нефти, залегающие в одновозрастных
стратиграфических комплексах, по составу серы близки друг
к другу (различия в 634S не более 3—5°/оо). Более заметные изме-
нения 634S наблюдаются лишь для нефтей, образовавшихся в ло-
кальных бассейнах со специфическим гидрохимическим или газо-
вым режимом.
Сказанное позволяет использовать параметр 634S для выделе-
ния циклов нефтеобразования и изучения роли латеральной и вер-
тикальной миграции нефти. Таким путем, например, О. Хэриссон
и О. Тод уточнили происхождение тяжелых нефтей нижнего мела
291
в провинции Альберта (Канада). На основании идентичности от-
ношения состава серы в легких нефтях подошвы мела и девона
в этом районе и его существенного отличия от состава серы в тя-
желых нефтях нижнего мела при постоянстве последнего в преде-
лах провинции Альберта и прилегающих площадей они пришли
к выводу, что рассматриваемые тяжелые нефти имеют не девон-
ское происхождение., как предполагалось раньше.
В 1967 г. Р. Г. Панкина установила различие изотопного со-
става серы нефтей, образовавшихся в условиях опресненных и от-
крытых морских участков бассейнов осадконакопления. В первом
случае сера обогащена легким изотопом 32S. Это положение было
проиллюстрировано на примере нефтей иашийского возраста
Волго-Уральской нефтегазоносной провинции, в пределах которой
(на территориях с заведомо морскими условиями осадконакопле-
ния) параметр 634S нефтей изменяется от 6,4 до 10,2 %о, а на тер-
риториях опресненных бассейнов — от 0 до 2,4 Ею же было по-
казано, что нефти, образующиеся в изолированных бассейнах или
лагунах с повышенной соленостью, обогащены тяжелым изотопом
34S. В совокупности с данными об изотопном составе водорода
(обеднение его дейтерием) это позволило Р. Г. Панкиной отнести
к рассматриваемой генетической группе нефти осинского горизонта
Марковского месторождения Восточной Сибири и нефти отдельных
участков Припятского прогиба.
Отмечается связь параметра 634S сероводорода с его содер-
жанием в природных газах. При содержании HsS менее 3 % он
имеет в основном биогенное происхождение и обогащен легким
изотопом серы (634S до —16 %0). Более высокие концентрации H2S
связаны в основном с химическим восстановлением сульфатов при
температурах до 75 °C, соответственно 634S повышен (до 17%0).
Особенно много внимания уделялось изотопному составу серы
в связи с трактовкой генезиса рудных месторождений, которые по
параметру 634S разделяют обычно на три группы: месторождения
с ft34S ниже —4 °/сю', от —4 до 4%0 и выше 4 %о. Средняя группа
с составом серы, близким к мантийной (метеоритной) сере (634S =
“0±4°/оо), связана обычно с основными и ультраосновными интру-
зивами. Разброс значений 634S в двух других группах значителен
и зависит от масштабов биогенного и небиогенного восстановления
серы, уровня 634S исходного вещества, размеров резервуара и т. д.
Особенно низкие значения 634S наблюдаются при большом
вкладе бактериального восстановления серы, Однако умеренное
обеднение 34S возможно и при неорганическом восстановлении.
Разграничение биологических и неорганических процессов воз-
можно по колебаниям параметра 634S. Для бактериальных процес-
сов установлены резкие и несистематические колебания значения
d34S в отдельных зернах сульфидов в пределах 1—10 мм. Это объ-
ясняется развитием бактерий в восстановительной микросреде во-
круг отдельных частиц органического вещества, поглощающих
сульфат из непосредственного окружения. При неорганическом вос-
становлении, энергия для которого черпается из восходящих гоця-
292
чих флюидов, происходит более равномерный процесс в пределах
больших объемов.
Отмечено небольшое разделение изотонов серы между различ-
ными сульфидами, окисляющимися при одинаковых условиях. Этот
эффект используют для определения температуры их образования.
Например, при температуре 200 °C 634S для халькопирита и пи-
рита различается на 2 %0, при 350 °C — на 1 %о. Аналогично при
250 °C 634S для галенита на 4 %о, при 350 °C на 3%о ниже, чем
для пирита.
Гелий. В природе встречаются два изотопа гелия — 3Не и 4Не.
Наибольшее значение отношения 3Не/4Не характерно для метеори-
тов, особенно железных (0,06—0,3), что, по А. К. Лаврухиной,
является следствием ядерных реакций при взаимодействии косми-
ческих лучей с. веществом метеоритов, особенно с железом. Отно-
шение 3Не/4Не для атмосферы Земли составляет (1,4±0,1) • 10-6
и в пределах указанной погрешности постоянно для различных
районов до высоты 10 км над уровнем океана.
Изотопный состав гелия в различных оболочках Земли пред-
полагают разным. Он зависит в основном от соотношения гелия,
сохранившегося от первичного вещества Земли, и радиогенного
4Не. Значение 3Нс/4Не для мантии Земли оценивается (3± 1) • 10-5.
Для газов пород земной коры оно колеблется в очень широких
пределах и составляет в среднем 3-10~8.
Колебания 3Не/4Не в земной коре связаны в основном с вариа-
циями радиоактивности пород. Отношение 3Не/4Не, очевидно, дол-
жно уменьшаться с ростом содержания U и Th, дающих при своем
распаде 4Не. Действительно, в гранитах это отношение изменяется
в пределах (0,5—30) 10-8, в урановых минералах оно ниже IО10,
а в минералах с аномально низкой радиоактивностью — около
10-5.
По соотношению 3Не/4Не судят о вкладе различных источников
гелия, например, решают вопрос о мантийном или коровом про-
исхождении вещества. Например, по высокому значению 5Не/4Не =
- (0,7ч-3,6) • 1()~5 для вулканических газов сделан вывод о значи-
тельном вкладе газов мантийного происхождения.
Контрольные вопросы и задачи
IX. 1. Какой величиной характеризуют изменения изотопного состава эле-
ментов?
IX.2. Какие вещества приняты в качестве стандартов для изотопного со-
става водорода, кислорода, углерода и серы? Отношениями каких изотопов ха-
рактеризуют состав указанных элементов?
IX.3. Какова точность современного масс-спсктромегричсского анализа?
IX.4. Назовите основные процессы фракционирования изотопов водорода,
кислорода, серы и углерода в природе.
IX.5. От чего зависит изотопный состав паров воды в атмосфере?
IX.6. Какие задачи решают по изотопному составу водорода и кислорода
подземных и наземных вод?
IX.7. В каких условиях наблюдается тесная корреляция изотопного состава
водорода и кислорода в воде? Какие причины приводят к нарушению этой
связи?
293
IX.8. Какие задачи решают по изотопному составу кислорода в карбонат-
ном скелете ископаемой фауны?
IX.9. Чем главным образом лимитируется точность определения палеотем-
ператур по значению б18О?
IX. 10. Назовите основные процессы разделения изотопов углерода в при-
роде. Какие вещества при этом обогащаются легким изотопом?
IX.II. Приведите примеры геологических задач, при решении которых при-
влекаются данные о значении б13С.
IX. 12, На чем основано использование параметра б13С для изучения гене-
зиса газов? Нефтей?
IX. 13. Назовите основные причины разделения изотопов серы в экзогенных
и эндогенных условиях. Какие вещества при этом обогащаются (обедняются)
3^s?
IX. 14. Чем обусловлены колебания значения 63'‘S в эвапоритах различного
возраста?
IX. 15. Какие особенности характерны для изотопного состава серы в неф-
тях? Как их используют?
IX.16. Назовите основные области использования сведений о параметре
63iS в геологии.
IX. 17. На чем основано использование значений 634S для определения тем-
пературы образования сульфидов?
IX. 18. Какими причинамк обусловлено колебание отношения 3Не/1Не?
О чем можно судить по этому отношению?
Глава X
ЯДЕРНАЯГЕОХРОНОЛОГИЯ
§ 55. ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ
Одна из задач геологии — геохронология, т. е. определение
возраста Земли и составляющих ее горных пород. Среди процес-
сов макромира не удалось подобрать природный процесс, который
позволил бы точно отсчитывать геологическое время. Возрастное
деление на эры, периоды, эпохи и т. д. по палеонтологическим дан-
ным дает представление лишь о последовательности отдельных
промежутков времени в истории Земли и не. освещает их про-
должительность. Отсутствие ископаемых остатков в изверженных
породах и в большинстве метаморфических пород, а также наличие
огромных «немых» толщ в осадочных отложениях делают невоз-
можным или затрудняют определение даже последовательности
их образования (определение относительного возраста). Отмечен-
ные недостатки отсутствуют у ядерной геохронологии, т. е. радио-
геологического способа определения абсолютного возраста горных
пород и оценки возраста Земли в целом.
Возраст Земли интересовал ученых с начала зарождения есте-
ственных наук. Первые научно обоснованные попытки такого опре-
деления относятся к XVIII веку, когда французский естествоиспы-
татель Ж. Бюффон предложил использовать для вычисления воз-
раста Земли процесс ее остывания, исходя из выдвинутой им
гипотезы о том, что Земля есть осколок Солнца, отделившийся от
294
него в результате столкновения с каким-то космическим телом.
Вычисленный им возраст составил 82 тыс. лет. Аналогичные рас-
четы известного английского ученого У. Кельвина, проведенные
в то же время, дали возраст около 20 млн. лет.
В дальнейшем для расчета возраста Земли использовали со-
отношение общего содержания солей в океанической воде к коли-
честву солей, ежегодно выносимых в океан речными водами; све-
дения о скорости образования морских отложений, с одной сто--
роны, и об общей мощности осадочных пород, образовавшихся за
время существования Земли,— с другой. Предпринимались по-
пытки подсчитать возраст Земли по количеству карбонатных по-
род, исходя из количества углекислоты, образующейся на Земле
за счет выделения ее вулканами, при дыхании животных и расте-
ний, при горении угля, нефти, дерева и т. п. Главный недостаток
всех этих, а также и других подобных им геологических способов
расчета возраста Земли заключается в том, что они основаны на
процессах, скорость протекания которых на протяжении геологиче-
ской истории не оставалась постоянной.
Радиологические методы свободны от указанного недостатка,
так как радиоактивный распад элементов, как правило, протекает
с постоянной скоростью, не зависящей от окружающих физико-хи-
мических условий. Для ос- и p-активности это подтверждается спе-
циальными исследованиями при изменении температуры от —270
до 7000 °C, а давления до нескольких десятков тысяч мегапаска-
лей, увеличении ускорения силы тяжести в 20 000 раз, создании
сильных электрических и магнитных полей и облучении интенсив-
ными источниками излучений.
Правда, на скорость A-захвата могут влиять природные явле-
ния, затрагивающие электронные оболочки атомов. Например, по-
стоянная распада 7Be, когда он входит в состав ВеО, на 0,14 %
больше, чем тогда, когда он входит в BeF?. Увеличением давления
до 104 МПа удалось повысить постоянную распада технеция ("Тс)
на 0,025%. Однако для 40К не отмечено заметного влияния подоб-
ных факторов. Об этом судят, например, по соотношению концен-
траций 39К, 40К, 41К в самых разнообразных образцах метеоритов,
древних и молодых изверженных пород и т. д.
Сущность радиологических способов определения возраста сво-
дится к следующему. Пусть при образовании минералов, слагаю-
щих горные породы, в них входит Уо ядер некоторого радиоактив-
ного элемента. Если за период жизни минерала радиоактивный
элемент не выносился из него и не поступал в него из окружаю-
щей среды, то соотношение его начального AZ0 и современного /V
содержания зависит лишь от постоянной распада изотопа Л- и вре-
мени t, прошедшего с момента образования минерала. Конечное
содержание N радиоактивного элемента определяется химическим
или радиохимическим анализом. О начальном содержании Уо су-
дят по количеству Аст, накопившегося в породе стабильного изо-
топа, являющегося конечным продуктом распада данного радио-
активного элемента: А/о = У + Уст. Подставляя это выражение
295
в формулу радиоактивного распада, легко найти основное соот-
ношение для вычисления возраста
^cт = ^(eW-l)( (70)
или (2V ф- Nc~)/N = еЧ
После логарифмирования последнего уравнения получим
Ь-1п[1 + Л/ст/^А. (71)
Радиоактивный элемент и его стабильный продукт распада
можно применить для определения возраста пород, если накопле-
ние последнего за определенное время не слишком мало по срав-
нению с его геохимическим фоном. Это условие удовлетворяется
лишь для следующих пар, составляющих меньшую часть всех при-
родных: !4C-^14N; 40K^40Ar, 40Са; 87Pb->87Sr; i87Re^i87Os;
232Th^ 208pb> 4Не; 235U^207Pb) 4Не; SSSpj 206pbj 4Не. ОНО ТИКЖе
выполняется при подсчете треков а- или /-радиографии.
Первые методы определения абсолютного возраста древних си-
стем были основаны на распаде урана, актиноурана и тория:
гзви-^Не-рофЬ; 23SU^74Не-Р07РЬ; Th^64He + MSPb. В резуль-
тате этих реакций образуются гелий и изотопы свинца. В зависи-
мости от того, по какому из указанных конечных продуктов рас-
пада определяют возраст пород, метод соответственно называют
свинцовым или гелиевым, а возраст, вычисленный при его по-
мощи, свинцовым или гелиевым.
На распаде радиоактивного изотопа калия 4ОК-^40Са; 40К->40Аг
основаны кальциевый и калий-аргоновый методы, на распаде изо-
топа рубидия 87Rb-^-87Sr—-стронциевый метод, на самопроизволь-
ном делении урана 23S92U->54Xe + ssSr + n— ксеноновый метод, на
распаде радиоактивного изотопа углерода 14C-^-14N— радиоугле-
родный метод. Возможно использование и ряда других радиоак-
тивных изотопов элементов.
Пригодность того или иного радиоактивного элемента для
оценки возраста определяется также его периодом полураспада.
При определении возраста молодых пород использование радио-
активных элементов с большими периодами полураспада нецеле-
сообразно, так как количество продуктов распада этого элемента
будет недостаточно для точного их измерения. Наоборот, при оп-
ределении возраста древних пород невозможно использовать ра-
диоактивные элементы с малыми периодами полураспада, потому
что за время существования таких пород эти элементы практиче-
ски полностью распадаются. Грубо можно считать, что область
применимости любого радиологического метода оценки возраста
охватывает примерно от 0,1 до 10 периодов полураспада с мо-
мента образования замкнутой системы.
Минералы, возраст которых определяют, должны отвечать ус-
ловию сохранности в них радиоактивных элементов и продуктов
распада на протяжении всего времени существования. Требуется
также, чтобы в них в момент образования отсутствовали стабиль-
296
ныс продукты распада радиоэлемента, по которому устанавли-
вают возраст, либо существовал способ определения их началь-
ного содержания. Важным требованием к минералам является до-
статочно большое содержание в них радиоактивного элемента и
конечного продукта распада, необходимое для точных измере-
ний. Эти требования, как правило, соблюдаются только для
хорошо сохранившихся минералов, не подвергавшихся вывет-
риванию.
Окончательное формирование минералов, пригодных для опре-
деления возраста, приурочено преимущественно к процессу кри-
сталлической дифференциации магмы, т. с. моменту формирова-
ния изверженных пород. Именно для этих пород применяют
большинство радиологических методов определения возраста
(свинцовый, гелиевый, калий-аргоновый, стронциевый).
Возраст минералов, пригодных для определений, в осадочных
горных породах чаще всего не идентичен возрасту данной породы,
а характеризует возраст материнских толщ, из которых эти ми-
нералы были вынесены в процессе денудации. В некоторых слу-
чаях данную задачу решают методами, базирующимися на изу-
чении изотопного состава элементов, являющихся продуктами
радиоактивного распада: свинца, стронция и др., а также по оса-
дочным минералам (калийные соли, глауконит и т. п.).
Еще более сложно определение возраста четвертичных отложе-
ний, в которых не успевает установиться радиоактивное равнове-
сие для долгоживущих радиоактивных элементов. Для оценки воз-
раста этих отложений используют неравновесные радиевый и иони-
евый методы, основанные на изучении изменения содержания
радия или иония во времени. Датирование наиболее молодых от-
ложений из биосферы проводят с помощью радиоуглеродного ме-
тода.
§ 56. ОПРЕДЕЛЕНИЕ ВОЗРАСТА ДРЕВНИХ ПОРОД
И МИНЕРАЛОВ
Для оценки возраста древних пород используют свинцовый, ге-
лиевый, стронциевый, ксеноновый и другие методы, основанные
на распаде наиболее долгоживущих радиоактивных элементов.
Свинцовый метод. В соответствии с формулой (70) и с учетом
атомных масс, изотопов «свинцовый» возраст минералов может
быть определен с помощью одного из следующих соотношений
(где ради простоты массовые концентрации этих изотопов обозна-
чены их химическими символами): £=1п[1 + (238/206) (206Pb/238U)]A;
t = ln[l + (235/207) (207Pb/235U)]/X; £=ln[l + (232/206) (208Pb/232Th)]/X.
Изотопный состав свинца определяют масс-спектральным, содер-
жание урана, актиноурана и тория — радиохимическим анализом.
Так как скорости распада урана и актиноурана, а следова-
тельно, и процесс накопления изотопов свинца 206РЬ и 2О7РЬ раз-
личны, для вычисления возраста пород может быть использовано
отношение 207РЬ/20бРЬ. При этом исключается необходимость опре-
10 Заказ № 2717 297
деления содержания урана и актиноурана. Согласно формуле (70)
расематриваемое отношение
№Pb/206Pb = 23SU (еЧ‘-1 )/2*U (eW-1).
В горных породах отношение 23SU/235U= 139, поэтому
2)7Pb/206Pb = (еМ- l)/[139(eW— 1)].
Для определения возраста свинцовым методом обычно исполь-
зуют хорошо сохранившиеся минералы с содержанием урана и то-
рия более 1 %: уранинит, урановая смолка, торит, торианит, мона-
цит, ортит, циркон и др. Усовершенствование техники радиохими-
ческого и масс-спектрального анализов позволяет в настоящее
время применять свинцовый метод и к слаборадиоактивным мине-
ралам хорошей сохранности.
Для приближенных вычислений возраста предложен «-свин-
цовый метод, в котором возраст определяют по отношению содер-
жания свинца в минерале к его «-активности:
106сРЬ/Д,
где РЬ — содержание свинца, мкг/г; / — число а-распадов в 1 мг
породы за 1 ч; с —коэффициент пропорциональности, составляю-
щий для чисто урановых минералов 2000, для чисто ториевых —
1990.
Присутствие в минералах первичного свинца, т. е. свинца, ко-
торый попал в горную породу в момент ее образования, приводит
к завышению возраста. Это завышение учитывают на основании
данных определения содержания в свинце нерадиогенного изотопа
204РЬ. Соотношение различных изотопов свинца к моменту обра-
зования исследуемого минерала проще всего определить по изотоп-
ному составу свинца в нерадиоактивных минералах, сингенетичных
исследуемому радиоактивному. В породах, где рождаются урано-
вые минералы, часто встречаются кристаллы сингенетичного гале-
нита PbS. Изотопный состав свинца в галените будет таким же,
как и у первоначального свинца в радиоактивном минерале. Зная
дополнительно содержание в последнем мер адиогенного свинца
204РЬ, легко рассчитать начальное содержание радиогенных изото-
пов 206РЬ, 207РЬ и 208РЬ.
Если сингенетичных свинцовых минералов с низкой радиоактив-
ностью не удается найти, то анализируют изотопный состав урана,
тория и свинца в ряде сингенетичных минералов различной радио-
активности. В каждом из этих минералов содержание любого изо-
топа, например 20$РЬ, равно сумме первоначального («захвачен-
ного») изотопа 206РЬ3ахв и радиогенного 206РЬрад, определяемого по
формуле (70). Отсюда современное соотношение изотопов 206РЬ
и 204РЬ для некоторого минерала
М5РЬ/ШРЬ = (“РЬ/^РЬ),,» ч СШХ'РЬ) (eW _ I) = а + 6 х
х (“’U/^Pb),
где 23SU— современное содержание 236U в минерале.
298
Если точки с координатами 206РЬ/204РЬ и 238U/204Pb для различ-
ных минералов (с различным содержанием 238U) нанести на пря-
моугольную систему координат, то они (в пределах погрешности
измерений) ложатся на прямую линию, свободный член которой
а = 20бРЬ/304РЬ в захваченном свинце, а коэффициент наклона
MeW- 1,
отсюда t ~ In (14- Ь)/Х238и.
Аналогичная методика может быть использована и для сопо-
ставления отношений 207РЬ/204РЬ, 206РЬ/204РЬ и др.
О надежности определения возраста свинцовым методом судят
по совпадению его значений, определенных по различным парам
изотопов: 238U и 206Pb, 232Th и 208РЬ, 207РЬ и 206РЬ и т. д. Основные
ошибки в определении возраста пород свинцовыми методами и
расхождение их результатов связаны с влиянием вторичных про-
цессов, нарушающих замкнутость системы минералов, присутст-
вием в них первичного свинца, явлениями вторичной минерализа-
ции и ядерными реакциями и, наконец, ошибками масс-спектроско-
пических и радиохимических измерений.
Среди факторов, приводящих к нарушению замкнутой системы
минералов, основную роль играют потери промежуточных продук-
тов распада, особенно эманаций, а также процессы выщелачива-
ния урана (или тория) и свинца. Потери урана и тория приводят
к завышению возраста пород, а потери промежуточных продуктов
распада и свинца — к его занижению. Так как вероятность выде-
ления из ненарушенного минерала за счет диффузии короткоживу-
щих эманаций (актинон, торон) мала, основной причиной рас-
сматриваемых потерь является утечка радона. Для вторичных ура-
новых минералов (карнотит и др.) утечка радона достигает 20 %
и более, однако для уранинитов, урановых смолок и ряда других
урановых минералов хорошей сохранности она не превышает 10—
15 %. С повышением температуры утечка радона несколько увели-
чивается. Важно отметить, что возраст минералов, вычисленный
по отношению 207Pb/235U, от утечки эманаций, а также от потерь
других промежуточных продуктов распада урана практически не
зависит. В нормальных поверхностных условиях уран выщелачи-
вается более интенсивно, чем свинец. Поскольку выщелачивание
урана приурочено к сравнительно недавнему времени, оно мало
влияет на изотопное отношение 207РЬ/206РЬ и на вычисленный по
нему возраст.
Как показал Дж. Везерилл, по соотношениям 206Pb/23SU и
307Pb/235U, определенным по большому числу сингенетичных мине-
ралов, характеризующихся различной степенью потерь свинца и
урана при однократном метаморфизме, вполне можно определить
как истинный возраст пород, так и время указанного метамор-
физма. Способ решения этой задачи, разработанный Дж. Везерил-
лом, заключается в следующем. Рассчитывают приведенные со-
отношения для различных значений возраста изолированной
10" 299
Рис. 93. Конкордия (2) и линия экс-
периментальных точек (/) для опреде-
ления абсолютного возраста по изото-
пам свинца н урана
системы. Используя значения
этих соотношений в качестве
ординаты и абсциссы точек,
по ним проводят кривую 1
(рис. 93), называемую Кон-
кордией или кривой согласо-
ванных значений 206Pb/238U и
ЙО7РЬ/235и. Каждая точка этой
кривой соответствует опреде-
ленному значению возраста,
поэтому засечками на ней от-
мечают шкалу возраста. Да-
лее на полученный график на-
носят точки с координатами
206pb/238U И 207Pb/235U ДЛя ис_
следуемых образцов.
Если в результате мета-
морфизма из образца удаляется весь свинец, то соответствующая
ему точка ложится на конкордию (точка Л), причем показания
шкалы в этой точке соответствуют времени, прошедшему после
метаморфизма (возрасту метаморфизма). Если же содержание
урана и свинца при метаморфизме сохранились, то точка В для
такого образца тоже ложится на конкордию, а шкала в точке В
показывает точный возраст образца (с момента его образования).
Точки для образцов, содержание U и РЬ в которых изменилось
при метаморфизме, ложатся на прямую линию, проходящую через
точки А и В. Таким образом, для определения возраста породы и
метаморфизма по совокупности точек с координатами 2G$Pb/238U
и 207Pb/235U для ряда образцов необходимо провести прямую.
Точки пересечения конкордии этой прямой и дают искомые зна-
чения возраста.
Гелиевый метод использует выражение
Не/4,002 = (823sU/238,7) Д”)! - 1) + (7^/235) (ех“и'— 1) +
+ (6Th/232,12) (e’"Th'— I),
полученное исходя из того, что распад одного ядра урана, актино-
урана и тория сопровождается образованием восьми, семи и шести
ядер гелия соответственно. Гелий из минералов обычно выделяют
при их расплавлении или химическом разложении в вакууме. Для
отделения гелия от других выделяющихся газов используют его
химическую инертность, а также отсутствие поглощения его дре-
весным углем при температуре жидкого кислорода (—-180 °C).
Когда раздельное определение содержания урана, актиноурана
и тория затруднено, возраст минерала можно приближенно вы-
числить по отношению содержания в минерале гелия (см3/г)
к числу а-распадов в 1 мг за 1 ч:
t = 0,0308 ДО5 Не/ Д.
300
Поскольку по суммарной a-активности семейства урана и
тория существенно не различаются, изменения отношения Th/U
в породах на возрасте, рассчитанном по этой формуле, сказыва-
ются незначительно.
Основной особенностью гелиевого метода определения возраста
является необходимость чрезвычайно строгого подхода к выбору
минералов для исследований. Гелий относится к числу наиболее
подвижных химических элементов нашей планеты и поэтому пол-
ностью сохраняется лишь в ограниченном числе минералов с плот-
ной кристаллической структурой. Такими минералами считают
циркон, сфен, монацит, некоторые разновидности граната, магне-
тит, самарскит и некоторые другие.
В древних сильнорадиоактивных минералах накопившийся ге-
лий оказывает на минералы высокое (достигающее 5 МПа) дав-
ление, которое приводит к их разрушению. Первичная кристалли-
ческая структура минерала нарушается также под действием
бомбардировки а-частицами. Поэтому для определения возраста це-
лесообразнее использовать минералы с низким, равномерно рас-
пределенным в их структуре содержанием урана и тория. Опреде-
ление возраста минералов, отвечающих этим условиям, дает удов-
летворительное совпадение с данными свинцового метода. Однако
в большинстве случаев значения возраста, найденные по содержа-
нию гелия, оказываются заниженными и характеризуют лишь
минимально возможный возраст пород. О. Кивил предложил на-
зывать его гелиевым индексом.
Калий-аргоновый метод основан на определении соотношений
концентраций 40К и одного из продуктов распада (в результате
К-захвата) 4С*Аг. Другой продукт распада 40К (образующийся в ре-
зультате р-распада)—40Са трудно использовать для определения
возраста пород из-за присутствия нерадиогенного 40Са. Для вы-
числения возраста пород аргоновым методом используют выра-
жение
40Аг/4()К = {ехр [(Д + у t\ - 1} ККК + Д) •
Откуда
t - In [ 1 + (40Аг/4ОК) (I Ч- Д/Д)]/(Д + Д),
где Д—постоянная распада для К-захвата; Д —то же для р-рас-
пада. Содержание аргона в минерале, как и гелия, определяют га-
зовым объемным анализом. Для разделения этих инертных газов
используют свойство аргона поглощаться активированным углем
при температуре —-180 °C. Содержание калия устанавливают
обычно химическим анализом. Главное преимущество аргонового
метода перед другими связано с широкой распространенностью
в природе калия и калиевых минералов, что значительно увеличи-
вает область его применимости.
Основным требованием к минералам, используемым для опре-
деления возраста аргоновым методом, является отсутствие в них
первичного аргона и утечки аргона и калия за время жизни ис-
следуемого минерала. Данные советских ученых Э. К- Герлинга,
301
Г. М. Ермолина, Н. Е, Титова и др. показывают, что древние ка-
лиевые минералы, как правило, содержат только радиогенный изо-
топ аргона и поэтому первое требование обычно выполняется.
В связи с большими атомной массой и атомным радиусом потери
аргона за счет диффузии внутри атомной структуры минералов
значительно менее вероятны, чем гелия. Как показали эксперимен-
тальные исследования, такие потери происходят лишь при нару-
шении кристаллической структуры минералов.
К минералам, пригодным для определения возраста аргоновым
методом, относятся слюды, полевые шпаты, некоторые типы рого-
вых обманок и пироксены. Наиболее прочно радиогенный аргон
удерживается в слюдах и долевых шпатах. Заметное выделение ар-
гона из этих минералов наблюдается лишь при высоких (400—
600 °C) температурах. Большим преимуществом аргонового ме-
тода является принципиальная возможность его применения для
осадочных пород. При этом для оценки возраста могут быть ис-
пользованы такие минералы, сингенетичные с осадочными поро-
дами, как глауконит, сильвин и др.
Э. К- Герлпнг и другие советские исследователи предложили
использовать отношение содержания в пластовых водах аргона ра-
диогенного и воздушного происхождения для оценки возраста этих
вод.
Рубидий-стронциевый метод основан на радиоактивном распаде
изотопа рубидия S7Rb->87Sr + fJ+v. Вследствие крайне медленного
распада рубидия (Т = 5-1010 лет) уменьшением его содержания за
время жизни минералов можно пренебречь и рассчитать возраст
по упрощенной формуле
t = (87Sr/87Rb)/X.
Содержание в минералах рубидия и стронция устанавливают
спектрохимическими и микрохимическим методами анализа.
Для определения возраста стронциевым методом используют
лепидолит, мусковит, циннвальдит, биотит, амазонит, родицит,
поллуцит, берилл. Пригодность этих минералов для оценки воз-
раста определяется в первую очередь тем, насколько велико в них
содержание рубидия. При малом содержании рубидия вследствие
его медленного распада количество накопившегося в минерале
стронция будет так мало, что при современных методах анализа
его невозможно точно определить. В этом заключается основной
недостаток рассматриваемого метода. Другая трудность связана
с присутствием в большинстве минералов относительно больших
количеств первичного стронция.
Исследования показали, что минимальным содержанием пер-
вичного стронция, близким к нулю, характеризуются лепидолиты.
Учет влияния первичного стронция проводят аналогично учету
первичного свинца в уран-свинцовых и торий-свинцовых методах.
Несмотря на указанные недостатки, стронциевый метод прочно
входит в практику определения возраста рубидийсодержащих ми-
302
нералов и используется при составлении геохронологических таб-
лиц. Он в принципе может быть применен для определения воз-
раста и осадочных пород.
§ 57. МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВОЗРАСТА МОЛОДЫХ
ОБРАЗОВАНИЙ
Для датирования молодых образований используют распад от-
носительно короткоживущих элементов, являющихся членами ра-
диоактивных семейств урана и тория (радий, ионий, актиний),
или же распад изотопов элементов, непрерывно образующихся
в природе под действием космического излучения (изотопы угле-
рода 14С, водорода 3Т, бериллия 7Ве, 10Ве, фосфора 32Р и др.).
Среди них наибольшее применение получили радиоуглеродный,
радиевый и иониевый методы.
Радиоуглеродный метод определения возраста основан на про-
цессе непрерывного образования в атмосфере радиоактивного изо-
топа углерода 14С, возникающего под действием нейтронов косми-
ческих лучей по реакции и его последующего
распада с периодом полураспада 5 560 лет. В атмосфере атомы
изотопа 14С смешиваются с атомами нерадиоактивного углерода,
участвуют в общем углеродном цикле и усваиваются раститель-
ными и животными организмами вместе с нерадиоактивным угле-
родом.
Как показали исследования, в течение последних 20—30 тыс.
лет интенсивность космического излучения оставил ась постоянной,
изменяясь очень мало. Следовательно, на протяжении этого от-
резка времени концентрация изотопа 14С в атмосфере, а также
в животных и растительных организмах во время их жизни была
практически постоянной. Убыль радиоуглерода в процессе его рас-
пада восполнялась в этих организмах непрерывным освоением но-
вых порций углерода из атмосферы. После гибели животных или
растительных организмов углеродный обмен прекращается и на-
копившийся радиоуглерод постепенно распадается. Зная удельную
радиоактивность атмосферного углерода /о и активность исследуе-
мого ископаемого остатка I, легко вычислить возраст с момента
прекращения обмена углеродом, т. е. с момента гибели и захоро-
нения исследуемого остатка, исходя из соотношения
Ь=1п(Л)//)А.
По современным данным радиоактивность 1 г углерода харак-
теризуется 15 распадами в 1 мин. Ошибки в определении возраста,
обусловленные изменениями интенсивности космического излуче-
ния, не превышают 10 %,
Радиоуглеродный метод применим к образованиям, возраст ко-
торых не превышает 20 000 лет. Для него пригодны древесный
уголь, обугленное вещество, древесина, травы, ткани, торф, кости,
раковины и т. п, В настоящее время он широко используется в ар-
хеологии, для изучения возраста осадочных отложений поздне-
303
четвертичного периода, оценки скорости образования современных
донных отложений и скорости смешивания глубинных и поверх-
ностных вод. При определении возраста слоев отложений мор-
ского и океанического дна сравнивают удельную активность угле-
рода из этих слоев с удельной активностью современного слоя.
Иониевый и радиевый методы определения возраста морских
осадков основаны па разной скорости осаждения из океанических
вод урана и продуктов его распада (иония Jo и радия S26Ra), ха-
рактеризующихся относительно небольшими (80 000 и 1 590 лет)
периодами полураспада.
Ионий, являющийся изотопом тория, выпадает в осадок значи-
тельно быстрее, чем уран. В результате во вновь образующихся
глубоководных осадках иония и радия содержится значительно
(до 20 раз) больше, чем это требуется для радиоактивного равно-
весия с ураном. По мере захоронения осадков поступление в них
иония из воды прекращается, и его содержание вследствие более
быстрого, чем у урана, радиоактивного распада уменьшается, стре-
мясь к равновесному.
Для определения возраста осадков измеряют содержание иония
или радия в верхнем NOt исследуемом N и равновесном слоях
и, используя соотношение
Л/ = М, exp ( — Ши) J- [1 — exp ( —Wo)b
рассчитывают среднюю скорость v накопления этих осадков. Да-
лее по значению и и глубине залегания h исследуемого слоя опре-
деляют время, прошедшее с момента его захоронения. Когда зна-
чения No или Noo неизвестны, их определяют по результатам изме-
рений содержания Jo или Ra на разных глубинах.
§ 58. ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ, ЛУНЫ И ГЕОХРОНОЛОГИЯ
Определение возраста Земли — сложная задача, при решении
которой приходится делать ряд допущений. Основные методы его
оценки используют закон изменения во времени соотношения дол-
гоживущих радиоактивных элементов и продуктов их распада.
Наиболее надежные данные получены по соотношению изотопов
урана и свинца. При этом принимают следующие допущения.
1. На ранней стадии формирования Земли первичный свинец
повсюду имел один и тот же изотопный состав. В качестве пред-
ставителя такого свинца принимается свинец в троилите железных
метеоритов. Содержание U и Th в них столь мало, что их распад
не мог заметно изменить изотопный состав свинца за время суще-
ствования метеорита, которое считают равным возрасту Земли.
Соотношения изотопов для этого свинца: ao = 2OSPb/2O4Pb = 9,46;
do---07Pb/204Pb= 10,29.
2. Соотношения LJ/Pb и Th/Pb считают одинаковыми для раз-
личных регионов только что образованной Земли.
3. Единственный процесс, изменяющий изотопный состав
свинца,— радиоактивный распад.
304
(b^bQ)/(a~ пД
Обозначим возраст Земли tQ> возраст исследуемой породы — I.
Для соотношения концентраций изотопов свинца в момент t при-
мем обозначения n. = 206Pb/204Pb, b = 22 07РЬ/204РЬ, для соотношения
изотопов урана — c = 235U/238U. Тогда, исходя из соотношения (70).
получаем следующее уравнение для t0:
GXP (^235гЛ) — ехР 0235уО
ехр (Х238[//О) — ехр 02заи/)
Для свинцовых минералов молодых вулканических пород и руд
(///о«0) оказалось а= 18,07л-18,95; b — 15,4л-15,77. С учетом того,
что с(1 = 0) = 138, возраст Земли составляет 4,55±0,07 млрд. лет.
Применение свинцового, а также некоторых других методов при
исследовании материала Луны и каменных метеоритов дало при
определении их возраста такое же значение.
Большой научный интерес представляет также возраст прото-
планетного вещества, из которого образовалась Земля. Для оценки
этой величины еще Э. Резерфорд предложил сравнение предпола-
гаемой начальной и современной распространенности двух изото-
пов одного элемента, распадающихся с различной скоростью (один
из них может иметь нулевую скорость распада, т. е. быть ста-
бильным).
Первичный изотопный состав для радиоактивных элементов
оценивают по полуэмпирическим зависимостям, полученным для
стабильных элементов, занимающих сходное положение в перио-
дической системе. При таком подходе возраст К оказался
10,2 млрд, лет, Rb—17 млрд, лет, U —6,6 млрд. лет. Последнее
значение определяется наиболее надежно благодаря тому, что
предположения о начальной доле сравнительно короткоживущего
235П мало сказываются на расчетах.
Большое значение имело обнаружение на Земле изотопа 244Ри,
ранее считавшегося вымершим (время его превращения в 232Th
в результате последовательности [3_- и а-распадов около 108 лет).
Американские физики в 1971 г. обнаружили присутствие 20 млн.
атомов 244Pu (10“IS г) в 8,5 кг бастезита из редкометалльной руды
Калифорнии. Позднее 244Ри обнаружен в одном из лунных образ-
цов. Все это говорит о том, что процессы образования 244Ри шли
сравнительно недавно (4,7 млрд. лет).
Измерение абсолютного возраста ряда образований, относи-
тельный возраст которых удается определить чисто геологическими
(палеонтологическими) методами, позволяет увязать цифры абсо-
лютного возраста с данными относительной геохронологии и, та-
ким образом, построить абсолютную геохронологическую шкалу.
Первая попытка построить абсолютную геохронологическую шкалу
по единичным определениям возраста пород гелиевым методом
была предпринята в 1911 г. А. Холмсом. В дальнейшем шкалы
абсолютной геохронологии составлялись Дж. Береллом (1917 г.),
А. Холмсом (1947 г.), Дж. Айарбли (1950 г.), М. Кэем (1955 г.)
и др. Однако все они базировались на недостаточно падежных
ЗОЙ
Таблица 28. Геохронологическая шкала (по данным Г. Д. Афанасьева, А. П. Вино-
градова и Л. И. Тугаринова)
Система Начало системы, (млн. лет назад) Дли тсль- кость системы, млн, лет
Плейстоцен 1,5+0,5 1,5
Плиоцен 9+3 7,5
Миопен 25+2 16
Олптоцен 37+2 12
Эоцен 58+4 21
Палеоцен 67+3 9
Мел 137+5 70
Юра 195+5 58
Триас 230+ 10 35
Пермь 285+ 10 55
Система Начало системы (млн. лет назад) Длитель- ность системы, млн. лет
Карбон 350+10 65
Девон 410± Ю 60
Сил v р 440+10 30
Ордовик 500+15 60
Кембрий 570+15 70
Верхний докемб- 1900 1330
рий (верхний и
средний протеро-
ЗОЙ)
Нижний протеро- 2700 800
ЗОЙ
Археи >3500 >800
данных. Для образцов, возраст которых не вызывал сомнения,
не имелось уверенной стратиграфической привязки, и, наоборот,
для точно определенных в стратиграфическом отношении форма-
ций не имелось достаточно надежных определений возраста. От
этих недостатков в значительной степени свободны геохронологи-
ческие шкалы А. Холмса (1959 г.), Дж. Калпа (1960 г.), У. Хар-
ланду и др. (1964 г.).
В Советском Союзе Комиссия АН СССР по определению абсо-
лютного возраста геологических формаций предложила в 1960 г.
уточненную шкалу постпротерозойского геологического времени.
В 1968 г. Г. Д. Афанасьев внес на рассмотрение ХШ сессии Меж-
дународного геологического конгресса проект геохронологической
шкалы, обобщающей результаты исследований в этом направлении
ученых Советского Союза и зарубежных стран. Эта шкала, до-
полненная данными А. П. Виноградова и А. II. Тугаринова по
геохронологии докембрия, приведена в табл. 28. Однако и эта
шкала несовершенна. Все шкалы строят путем интерполяции
между сравнительно малым числом опорных (узловых) точек,
а породы, пригодные для радиологических определений возраста
и одновременно четко увязываемые со стратиграфическим разре-
зом, встречаются очень редко (например, шкала А. Холмса 1947 г.
базировалась на пяти таких точках). Лучшими опорными точками
геохронологической шкалы являются стратифицированные эффу-
зивы, т. е. осадки вулканического пепла и лавовые потоки, откла-
дывающиеся в геологическом смысле мгновенно, многие из которых
подстилаются и перекрываются осадками, охарактеризованными
фауной. Несколько хуже реперные интрузивы, которые внедрились
в молодые отложения и в результате быстрой эрозии были выве-
дены на поверхность и вскоре перекрыты новыми осадками. Если
разность их возраста и возраста пород, прилегающих к интрузиву,
306
невелика,то он может служить неплохим репером. Но такие случаи
сравнительно редки. Меньшее значение имеют простые (неэродиро-
ванные) интрузии, поскольку их возраст ограничен лишь сверху
возрастом вмещающих пород.
контрольные вопросы и задачи
Х.1. Какие характеристики образцов горных пород и минералов необхо-
димо обычно определять при оценке их абсолютней о возраста радиологиче-
скими методами?
Х.2. В чем принципиальное отличие радиоуглеродного метода определения
возраста от большинства других методов (по виду измеренных величин)?
Х.З. Какие общие требования предъявляют к минералам, используемым
для определения абсолютного возраста горных пород?
Х.4. Каково примерное соотношение между периодом полураспада изотопа
и возрастом пород, для определения которого пригоден данный изотоп?
Х.5. Какие радиоактивные изотопы и какие продукты их распада исполь-
зуют для определения возраста пород следующими методами: свинцовым, арго-
новым, гелиевым, стронциевым?
Х.6. Назовите преимущества и недостатки калий-аргонового метода опреде-
ления возраста пород по сравнению с уран-свинцовым. Какие минералы при-
годны для определения их возраста калий-аргоновым методом?
Х.7. В чем основная сложность использования гелиевого метода определе-
ния возраста? Каковы при этом требования к содержанию U и Th в минерале?
Х.8. Какие минералы используют при определении возраста стронциевым
методом? В чем трудности его применения?
Х.9. Какова область применения радиоуглеродного и иониевого методов?
ХЛО. В чем принципиальное отличие иониевого и радиевого методов от
большинства методов ядерной геохронологии?
X. 11. Каков максимальный возраст объектов, определяемый радиуглерод-
пым, иоииевым и радиевым методами?
Х.12. Как обычно контролируют надежность определения абсолютного воз-
раста пород?
Х.13. По каким данным оценивают возраст Земли как планеты?
Х.14. Что доказывает обнаружение на Земле сравнительно короткоживу-
щего изотопа 214Pu (10s лет)?
Х.15. Какие сложности встречаются при составлении абсолютной геохроно-
логической шкалы?
Х.16. В каком интервале лежат значения абсолютного возраста горных
пород девонской системы?
Х.17. Какие реперные (опорные) точки используют при составлении абсо-
лютной геохронологической шкалы?
Глава XI
ЯДЕРНАЯ ГЕОТЕРМИЯ
§ 59. ЭНЕРГИЯ РАДИОАКТИВНЫХ РАСПАДОВ
По наблюдениям в шахтах, затем в буровых скважинах иссле-
дователи довольно давно знали о повышении температуры с глуби-
ной. О наличии в недрах зон с очень высокой температурой гово-
рило также наличие вулкановв. До открытия радиоактивности это
объясняли остаточным теплом остывающей Земли. Однако в конце
XIX века расчеты У. Кельвина показали, что для остывания Земли
от расплава до современных температур достаточно времени я-107
307
лет, а это не согласуется с гораздо большими интервалами вре-
мени, необходимыми для ряда других геологических процессов.
Вскоре после открытия радиоактивности Р. Стретт рассчитал,
что для покрытия современных потерь теплоты Землей достаточно,
чтобы средняя концентрация радиоактивных элементов в Земле
составляла всего 1 % от радиоактивности гранитов. Чтобы свести
тепловой баланс Земли, была высказана гипотеза о том, что ра-
диоактивные элементы сосредоточены главным образом в топком
поверхностном слое Земли. Так возникла ядерная геотермия, ко-
торая изучает генерацию теплоты при радиоактивном распаде (ра-
диогенная теплота) в различных зонах Земли и в Земле в целом.
В более широкой области науки — геоэнергстике, включающей
в себя геотермию и изучающей энергию геологических и геофизи-
ческих процессов, рассматривают ряд современных источников теп-
лоты в Земле. Наиболее мощный источник энергии для земной по-
верхности— солнечное излучение (на верхние слои атмосферы по-
падает огромная энергия — 5,2'1024 Дж/год), но в конечном итоге
практически вся эта энергия отдается Землей обратно в космиче-
ское пространство частично из-за отражения света воздухом и по-
верхностью Земли, частично в виде теплового излучения. Прилив-
ное трение, обусловленное влиянием силы тяготения между Зем-
лей и Луной и переводящее часть кинетической энергии вращения
Земли в тепло, сопровождается выделением тепла около
10й0 Дж/год. Падение метеоритов и космической пыли увеличивает
массу и момент инерции Земли, что, как и приливное трение,
уменьшает скорость вращения и приводит к выделению тепла
в Земле.
Среди всех источников теплоты в Земле, дающих в сумме
(2-н3,5) -102’ Дж/год, важнейшее место занимает радиоактивный
распад, на который по различным оценкам приходится (1-е2,5) X
X Ю21 Дж/год, т. е. 50—70 %. Место радиоактивного распада
в тепловом балансе Земли давно привлекает внимание исследова-
телей. Один из первых расчетов количества тепла, выделяющегося
в Земле при распаде радиоактивных элементов, был выполнен
в 1937 г. В, Г. Клопиным. Он показал, что тепловой поток, излу-
чаемый Землей, полностью можно объяснить распадом радиоак-
тивных элементов, содержащихся в верхнем слое земной оболочки
толщиной всего 91 км. В дальнейшем расчет В. Г. Хлопина был
уточнен С. И. Данилевичем, И. Г. Войткевичем, А. И. Тихоновым,
Е. А. Любимовой, В. Урри и другими. Полученные данные пол-
ностью подтвердили высказывание В. И. Вернадского: «...количе-
ство создаваемой радиоактивным процессом тепловой энергии не
только достаточно для того, чтобы объяснить потерю земного
тепла излучением, все динамические и морфологические воздей-
ствия внутренней энергии планеты на ее поверхностьземную
кору, но и для того, чтобы поднять ее температуру..
Сохраниться в Земле и дать сколько-нибудь заметный вклад
в современную величину энергии радиоактивного распада могут
лишь изотопы, активность которых за всю историю Земли умеиь-
308
Таблица 29. Скорость выделения тепла при радиоактивном распаде
долгоживущих изотопов в Земле
Изотоп или элемент Содержание в прноадной смеси. Период полурас- пада. 10' лет Скорость выделения тепла, мДжДкг-с)
2Лйи 99,2739 4,5 0,094
0,7024 0,713 0,57
Природный уран 0,097
23ПЬ 100 13,9 0,026
1|)К 0,0119 1,31 0,29
Природный калий — — 3,5-10-е
87Rb 27,85 50 2,1 • 1(W
Природный рубидий — — 5,8-10—5
шилась не более чем Ю5—106«220—230 раз, иначе говоря, период
полураспада Т которых не менее 1/20—1/30 от возраста Земли
(4,5-109 лет), т. е. 150-н250 млн. лет. Но и из этих изотопов
часть не играет заметной роли в тепловом балансе, так как имеет
очень низкие содержания в естественной смеси изотопов соответ-
ствующего элемента или малые кларки, Сюда относятся такие изо-
топы, как 187Re, 190Pt, 192Pt, и др. Радиогенное тепло некоторых бо-
лее распространенных изотопов также мало из-за слишком боль-
шого периода полураспада, а значит, их удельной активности,
приходящейся на единицу массы (144Nd, 147Sn, 152Cd и др.). В ре-
зультате заметный вклад в современную генерацию радиогенного
тепла Земли дают лишь пять изотопов: 40К, 87Rb, 235U, 238U, 232Th,
Причем рубидий значительно уступает остальным четырем изото-
пам как но своей удельной активности (на единицу массы пород),
так и по энергии распада. Поскольку 235П и 238П встречаются в по-
стоянных соотношениях друг с другом (в современную эпоху при-
мерно 1 : 140), то в дальнейшем рассмотрим лишь три источника
радиогенного тепла в современную эпоху: 235U + 238U, 232Th и 40К.
В первые несколько миллионов лет истории Земли существен-
ный вклад в генерацию тепла давали так же более короткоживу-
щие изотопы 26Al (Т = 7,4-10s лет), 60Fe (3-105 лет), 38С1 (3,1-105
лет), i0Be (2,7-105 лет) и др.
Зная энергию реакции радиоактивного распада, легко вычис-
лить тепловую энергию, выделяющуюся при распаде 1 г того
или иного радиоктивного элемента (табл 29). Однако расчет ко-
личества радиогенного тепла в Земле в целом — задача исключи-
тельно сложная из-за трудностей оценки концентрации радиоак-
тивных элементов в различных оболочках Земли. Поэтому сначала
рассмотрим способы оценки радиоактивности указанных оболочек
и результаты расчета радиогенного тепла Земли.
309
§60 МОДЕЛИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ РАДИОАКТИВНЫХ
ИЗОТОПОВ И БАЛАНС ТЕПЛА В ЗЕМЛЕ
Непосредственное изучение содержания радиоактивных изото-
пов возможно в основном для горных пород земной коры (см.
§ 17) и лишь частично верхней мантии. Считают, что надежными
представителями верхней мантии континентов могут служить
ультраосновные породы следующих типов (Б. Г. Лутц и др.): гра-
натовые перидотиты и эклогиты (включения в кимберлитах), шпп-
нелевые перидотиты (включения в щелочных базальтах), альпиио-
тинные гипербазиты и океанические гипербазиты. Их радиоактив-
ность в 20—300 раз (средняя для всей мантии в 30—60 раз) ниже
средней активности земной коры.
В настоящее время считают наиболее вероятным, что первона-
чальное вещество Земли было относительно однородным и лишь
в дальнейшем, произошла его дифференциация с образованием
ряда оболочек (сфер), различающихся своим химическим соста-
вом, в том числе содержанием радиоактивных изотопов. Предпо-
лагают также, что состав первичного вещества, из которого обра-
зовались планеты Солнечной системы (и остатками которого яв-
ляются метеориты), был однородным и потому о нем можно судить
по составу метеоритов.
Возраст Земли и метеоритов совпадает, а их состав считается
близким к составу протопланетного вещества. Длительное время
хорошей моделью состава верхней мантии Земли считалась сили-
катная фаза хондритов — особой разновидности каменных метео-
ритов, содержащих хондры — шарообразные включения силикат-
ного вещества. Хондриты составляют около 80 % метеоритов, па-
дающих на Землю в настоящую эпоху. Еще 10 % представлены
другой разновидностью каменных метеоритов — ахондритами, не
содержащими хондр. На долю двух других классов — железных и
железокаменных — приходится менее 10 % метеоритов.
Относительное содержание основных химических элементов
в Солнечной системе также оказалось примерно таким же, как
и в хондритах. Минеральный состав хондритов довольно простой:
оливин, пироксен и лишь в небольших количествах плагиоклаз,
троилит и никелистое железо. Концентрация урана и тория в них
(табл. 30) близки к содержанию этих элементов в перечисленных
Таблица 30. Среднее содержание урана, тория и калия (в г/т)
в каменных метеоритах [8]
^Элементы л их отношения Хондрит Ахондрит
и 0,011 0,050
Th 0,038 0,020
к 820 350
Th/U 3,5 4,0
к/и 7,5-104 7-103
310
выше ультраосновных породах предположительно мантийного про-
исхождения.
Все это послужило основой для создания хондритовой модели
среднего состава Земли, однако, как вскоре показал П. Гаст, хон-
дритовая модель дает большое завышение содержания калия
(K/U = 7,5- 104 против 104 для земной коры и верхней мантии) и
соответственно общего выделения тепла в Земле. Поэтому наряду
с хондритовой моделью возникли ахондритовая и модифицирован-
ная хондритовая модели состава Земли. Однако ахондритовая мо-
дель еще менее удовлетворительна, так как примерно в 5 раз за-
вышает содержание U и Th.
В основу модифицированной хондритовой модели, предложен-
ной А. Рингвудом, положено предположение о совпадении сред-
него состава Земли с составом редкой разновидности хондритов —
углистых хондритов. Эта модель лучше, чем хондритовая, отра-
жает соотношение К/U в Земле (несколько выше чем I04), но за-
вышает концентрации U и Th (в среднем 0,024 и 6,065 г/т
соответственно) и занижает отношение Th/U. С учетом описанных
недостатков различных «метеоритных» моделей среднего состава
Земли были разработаны и другие модели распространения ра-
диоактивных элементов в Земле.
До настоящего времени положение с оценкой содержания ос-
новных радиоактивных изотопов в мантии Земли и с выбором
первоначальных их концентраций в Земле остается еще довольно
неопределенным. Для ограничения моделей были внесены некото-
рые требования к соотношениям К/U и Th/U. По-видимому, наибо-
лее реальные для Земли соотношения Th/U и К/U (но более высо-
кие, чем в хондритах), абсолютные концентрации U и Th были
приняты в моделях Г, Б. Войткевича (1954 г.) и особенно Г. Вас-
себурга (1964 г). Он принял средние концентрации урана, тория и
калия в Земле равными 0,0225, 0,0834 и 225 г/т соответственно.
При этом выделение тепла в 1 кг вещества Земли за счет распада
урана, тория и калия составляет 34, 32 и 92 мкДж/год соответ-
ственно, а общее радиогенное тепло Земли 1,04-1021 Дж/год. Эта
величина по хондритовой модели (Г. Юри, 1956 г.) оказалась рав-
ной 0,96-1021, по ахоидритовой модели (Д. Шоу, 1968) ™ 2,16• 1021,
по модели углистых хондритов (А. Рингвуд, 1966 г.) — 1,02Х
X -1021 Дж/год, По ряду других моделей эта величина также укла-
дывается в интервал (1—2,5) • 1021 Дж/год, что составляет 50—
70 % от всех источников поступления тепла в земные недра в на-
стоящее время.
Потери тепла Землей обусловлены в основном выносом его
из недр на поверхность с последующим рассеиванием в космиче-
ское пространство. Основным механизмом переноса тепла в Земле
считают теплопроводность. Конвекция играет заметную роль лишь
на ограниченных участках, например в зонах развития вулка-
низма. Средняя плотность теплового потока q в Земле может быть
рассчитана как произведение коэффициента теплопроводности по-
род па градиент температуры в Земле или получена усреднением
311
плотности тепловых потоков, измеренных в различных частях
Земли. Первый подход дает наиболее вероятное значение q =
= 50 мВт/м2, откуда общие потери тепла земными недрами состав-
ляют 0,8-1021 Дж/год, т. е. ниже нижней границы оценок радио-
генного тепла (1021 Дж/год). Если учесть экспоненциальное умень-
шение тепловыделения отдельных изотопов во времени, а тепло-
вые потери Земли принять постоянными, то суммарные потери
тепла Землей за всю ее историю (около 4,5-109 лет) оказыва-
ются в несколько раз ниже, чем суммарная генерация радиоген-
ного тепла.
Таким образом, расчеты свидетельствуют о накоплении внут-
реннего тепла Земли. Большинство исследователей считает, что
Земля со временем разогревалась. Некоторые сомнения существуют
лишь в том, продолжается ли разогревание и в настоящее время.
По данным некоторых моделей верхние слои Земли уже вступили
в фазу охлаждения, но разогрев глубоких зон Земли, по-видимому,
продолжается. Надежное и окончательное решение этих вопросов
пока затрудняется из-за отсутствия прямых данных о теплопровод-
ности глубинных оболочек. Данные физики высоких давлений и
физики твердого тела говорят в пользу того, что в центральных
областях Земли вещество под высоким давлением приближается
по своим свойствам к металлам, в частности, приобретает высо-
кие электро- и теплопроводность. Поэтому предполагают, что
Земля содержит периферическую оболочку толщиной 100—200 км
с очень низкой теплопроводностью и центральную область с вы-
сокой теплопроводностью. В первом слое температура быстро рас-
тет с глубиной, а во втором — очень медленно. Непосредственные
измерения q не противоречат приведенным расчетам потерь тепла
Землей и показывают уменьшение плотности теплового потока
с увеличением возраста складчатости.
§ 61. РОЛЬ РАДИОГЕННОГО ТЕПЛА В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ
Согласно теории академика О. Ю. Шмидта, Земля образовалась
в результате концентрации вещества из твердого и холодного про-
топлапетного вещества. Распределение радиоактивных элементов
в Земле сначала, по-видимому, было довольно однородным. Вы-
деление тепла ураном, торием и калием в единице вещества в ту
П0РУ (4,5-109 лет), согласно расчетам, было в 5—6 раз выше, чем
сейчас. Кроме того, в первые несколько миллионов лет заметное
количество тепла выделялось при распаде относительно коротко-
живущих изотопов 26 Al, 60Fe, 36С1, 10Ве и др. (Е—ц-К)5 лет). По-
этому с самого начала образования Земли происходил быстрый
ее разогрев. Согласно Е. А. Любимовой, температура Земли за не-
сколько миллионов лет достигла 3000 °C, т. с. могла расплавить
вещество Земли. Однако к тому времени радиус Земли составлял
всего 100—200 км, и рассеивание тепла в космическое простран-
ство было очень интенсивным. Благодаря этому, а также резкому
снижению концентрации короткоживущих изотопов через 10 млн.
312
Рис. 94. Схема плавления материала
Земли, состоящей из однородной смеси
силикатного и металлического вещества:
/ — плавление силиката; 2 — плавление же-
леза; 3 — плавление эвтектики Fe — FcS; 4 —
тенденция распределения температур
лет Земля начала охлаждаться. Примерно через 250 млн. лет
масса Земли достигла практически современного ее значения, по-
тери тепла стали меньше его выделения и началось постепенное
повышение температуры недр.
Расчетные распределения температуры заметно различаются
для разных моделей распределения концентрации радиоактивных
изотопов и выбора тепловых свойств горных пород, особенно теп-
лоемкости. Однако по большинству моделей через 1—2 млрд, лет
температура на глубинах современной верхней мантии (по разным
данным на 'интервалах глубин, лежащих между 50 и 600 км) ока-
залась достаточной для расплавления горных пород (рис. 94).
Ниже указанных глубин темп роста температуры отстает от роста
температуры плавления пород при повышении давления, поэтому
там расплавления пород, по-видимому, не было, но и там материал
Земли мог течь при больших градиентах давления. При этом в
верхней мантии железный материал с примесью серы начал пла-
виться скорее, чем чисто железный или силикатный. По гипотезе
некоторых ученых, жидкое железо сначала собралось в нижней ча-
сти расплава, далее слой железа из-за притяжения Луны претер-
пел существенную деформацию и образовал гигантскую каплю, ко-
торая прорвала подстилающий материал и опустилась к центру
Земли,
Место стекавшего железа в верхней мантии занимало недиффе-
ренцированное вещество, вытесненное из центральных зон Земли.
В результате все железо постепенно расплавлялось и стекало вниз,
образуя металлическое ядро. Внутренняя его часть (ниже глубины
5000 км) под высоким давлением перешла в плотную твердую
фазу. При стекании железа к центру Земли выделилась энергия,
достаточная для поднятия температуры всей Земли на 2000 °C.
По мнению других авторов, железное ядро имеет первичное
происхождение: сначала из горячего протопланетного вещества
конденсировалось железо, а затем вокруг этого железного ядра
нарастала силикатная наружная часть Земли. Расплавление верх-
ней мантии увеличивало теплопередачу за счет конвекции, а это
313
приводило к постепенному плавлению вышележащих пород и подъ-
ему верхней границы расплавленной зоны. Нижняя граница по-
следней также поднималась из-за ускорения потерь тепла и кри-
сталлизации части расплава. При этом кристаллизующая масса
обеднялась радиоактивными элементами, имеющими большие раз-
меры атомов и остающимися в расплаве, В конечном итоге они
переносились в земную кору.
Интенсификация теплопередачи из-за конвекции могла приве-
сти к охлаждению расплава и периодическому затуханию процес-
сов зонной плавки. За 2,5—3,5 млрд, лет, прошедших после на-
чала процессов зонной плавки в верхней мантии, число циклов
расплавления, по расчетам академика А. Н. Тихонова и др., могло
составить 15. Согласно этим расчетам толщина расплавленной
зоны от цикла к циклу уменьшалась за счет охлаждения и роста
мощности твердой коры.
На базе расчетов термической эволюции Земли основывается
ряд гипотез, связывающих историю Земли и геотектонические дви-
жения земной коры с процессами накопления радиогенного тепла.
По словам В. И, Вернадского, «...количество рассеянной радиоак-
тивной энергии земного вещества достаточно..., чтобы объяснить
все движения твердых масс земной коры, орогенические и тектони-
ческие их выражения, все движения жидких и газообразных
масс...». Хотя теория, достаточно строго объясняющая эту связь,
еще не создана, на этот счет выдвигалось большое число гипотез.
Первой из них была гипотеза термальных циклов, высказанная
в 1908 г. Дж. Джолли и окончательно сформулированная им
в 1926 г. Вкратце эта гипотеза выглядела следующим образом.
Материки, сложенные гранитами (плотность 2,65 г/см3), как
бы плавают на подстилающем базальтовом слое (плотность 2,8—
3 г/см3). Радиоактивность гранитного слоя на материках и верх-
ней части базальтового слоя под океанами полностью компенси-
рует потерю тепла Землей. Поэтому тепло, образующееся на боль-
ших глубинах, постепенно накапливается. Температура на глуби-
нах более 48 км повышается, базальты расплавляются. Гранитные
массы материков опускаются, наступает трансгрессия моря. Увели-
чение объема базальта при плавлении создает в земной коре ра-
стягивающие усилия, вызывает образование трещин в океаниче-
ском дне и вдоль окраин материков, по которым происходит
подъем базальтовой магмы и ее растекание по океаниче-
скому дну.
В расплавленном базальтовом слое под действием притяжения
Луны происходят приливы, материки медленно смещаются к за-
паду по подстилающему жидкому слою. Потери теплоты из-за
ее передачи через новые участки океанического дна. образовавше-
гося при смещении материков, приводят к охлаждению земной
коры, ее сокращению и образованию складчатости. Уровень мате-
риков поднимается, происходит регрессия моря. В дальнейшем на-
чинается новый цикл накопления тепла под земной корой. Дли-
тельность каждого цикла, по Дж. Джолли, 30—40 млн. лет,
314
Однако, как вскоре показал X. Джефферис, описанный меха-
низм Дж. Джолли физически несостоятелен. Оказалось, что тем-
пература плавления базальта нс ниже, а выше, чем у гранитов,
а продолжительность реальных геологических циклов нс 30—40,
а 150—170 млн. лет.
В 1942—1943 гг. В. В. Белоусов выдвинул следующую радио-
миграционную гипотезу. Радиоактивные элементы первоначально
были распределены в Земле равномерно, а в процессе ее развития
происходит непрерывная медленная дифференциация глубинного
вещества, в результате радиоактивные элементы концентрируются
близ поверхности земного шара. Это ускоряет потерю тепла, пер-
воначальный разогрев недр сменяется охлаждением. На стадии
разогрева недр расширение вещества приводит к подъему земной
коры, особенно в геосинклиналях, где ранее происходило накоп-
ление мощной толщи осадков. Их подъем сопровождается обра-
зованием складок и разломов, подъемом по ним магмы. Вулканизм
способствует охлаждению и сжатию подкорового материала и ве-
дет к возникновению прогибов внутри геосинклинальных зон.
Поскольку миграция радиоэлементов происходила неравно-
мерно, где-то быстрее, а где-то медленнее, переход от первона-
чального всеобщего геосинклинального состояния к платформен-
ному также происходил в различных частях Земли в разное время.
Основной недостаток гипотезы В. В. Белоусова в том, что она не
объясняет периодичности крупных геологических явлений.
Современное состояние изученности теплового поля Земли по-
зволяет, в первом приближении, следующим образом объяснить
формирование магматических очагов [2]. Согласно расчетам, тем-
пература на поверхности Мохоровичича под тектонически ста-
бильными областями 'недостаточна для плавления горных пород
(400—800 °C). В областях кайнозойского вулканизма темпера-
тура может достигать 1200-—1300 °C, тогда как в- близлежащих
желобах и краевых прогибах она снижается до 200—600 °C. Пе-
репад температур между указанными зонами может достигать
1000 °C и вызывать значительные термоупругие напряжения, раз-
ряжающиеся разрывными деформациями — разломами. Здесь при
локальном падении давления может образоваться жидкая магма,
внедряющаяся по разломам в земную кору, а иногда изливаю-
щаяся на поверхность.
Зона плавления магмы (зона магматических очагов) в зависи-
мости от этапа тектонического развития района и других условий
располагается на различных глубинах: от нижней части земной
коры до глубин 500—700 км, что подтверждается геофизическими
данными. На этих же глубинах располагаются гипоцентры глубо-
кофокусных землетрясений. В начальные стадии формирования
геосинклинального прогиба зона очагов располагается значительно
ниже поверхности Мохоровичича и порождает внедрение основных
и ультраосновных магм и их дифференциатов. Рост в геосинкли-
нальных прогибах толщи осадков, имеющих сравнительно низкую
теплопроводность, способствует накоплению тепла под их толщей;
315
зона очагов перемещается сначала в подкоровый слой, затем
в земную кору. Начинают преобладать сначала граиитоидные диф-
ференциаты базальтовой магмы, лотом андезитовая магма, а на
этапе возникновения складчатого пояса — самостоятельная гра-
нитная магма. При дальнейшем метаморфизме пород и разруше-
нии горных сооружений теплоизолирующие свойства пород и тем-
пература верхних слоев уменьшаются, зона магматических очагов
перемещается вниз в мантию.
В целом в настоящее время еще нет общепринятой гипотезы
развития земной коры, с достаточной полнотой объясняющей
главные особенности геологической истории и учитывающей ра-
диоактивные и другие ядерные свойства планетного вещества.
Однако общая идея о большой роли радиоактивности в геологи-
ческих процессах никем не подвергается сомнению.
Контрольные вопросы и задачи
XI, I. Что изучает ядер на я геотермия?
XI.2. В чем сложность расчета генерации радиогенного тепла в Земле?
XI.3. По каким данным составляют модели распределения радиоактивных
элементов по оболочкам Земли? Какие основные модели используют при рас-
четах радиогенного тепла?
XI.4. Сопоставляя данные табл. 11 и 28, определите относительную долю
U, Th и К в радиогенном тепле, выделяющемся в различных оболочках Земли,
XI.5. Каково наиболее вероятное соотношение современных потерь тепла
Землей и общего радиогенного тепла Земли?
XI.6. Какова наиболее вероятная термическая история Земли?
XI.7. Какова роль зонной плавки в формировании современного распреде-
ления радиоактивных изотопов по оболочкам Земли?
XI.8. Каковы ограничения и недостатки геотектонических гипотез Дж.
Джолли и В. В. Белоусова?
XI.9. Каково современное объяснение формирования магматических очагов
в Земле?
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Основная литература
1. Арцыбашев В. А. Ядерная геофизическая разведка. Мл Атомиздат,
1972.
2. Баранов В. И., Титаева И. А. Радиогеология.— Мл Изд. МГУ, 1973.
3. Бурьянова Е. 3. Определитель минералов урана и 'горня. Мл Недра,
1972.
4. Горбушина Л. В., Зимин Д. Ф., Сердюкова А. С. Радиометрические и
ядерно-геофизические методы поисков и разведки месторождении полезных
ископаемых.— Мл Атомиздат, 1970.
5. Данчев В. ЕЕ, Липинская Г, А, Месторождения радиоактивного сырья.—
2-е изд., перераб.— Мл Недра, 1980.
6. Каждая А. Б.г Соловьев ЕЕ. И. Поиски и разведка месторождений редких
и радиоактивных металлов.— Мл Недра, 1982.
7. Месторождения радиоактивных и редких металлов/В. И, Котляр,
И. М. Баюшкин, В. И. Данчев и др.—-Мл Атомиздат, 1973.
8. Мейер В. А., Ваганов ГЕ А. Основы ядерной геофизики,—Л.; изд. ЛГУ,
1985.
9. Резванов Р. А. Радиоактивные и другие неэлектричсскнс методы иссле-
дования скважин.— М.: Недра, 1982.
10. Шашкин В. Л. Опробование радиоактивных руд по гамма-излучению.-—
Мл Атомиздат, 1972,
11. Якубович А. Л., Зайцев Е. И., Пржиялковский Е. Л1. Ядерио-физиче-
ские методы анализа минерального сырья.— Мл Атомиздат, 1973.
Дополнительная литература
1. Власов ТЕ А. Нейтроны.— 2-е изд., перераб.— Мл Наука, 1971.
2. Войткевич Г. В. Происхождение и химическая эволюция Земли.— Мл
Недра, 1973.
3. Галимов Э. М. Изотопы углерода в нефтегазовой геологии.— Мл Недра,
1973.
4. Зайцев /1. ТТ., Нагля В. В. Радиометрическая аппаратура и оборудова-
ние.— Мл Недра, 1983.
5. Изотопная геология/Пед ред. Э. Йегера и И. Хунцикера (пер. с англ.).—
Мл Недра, 1984,
6. Каждая А. В., Бойцов В. Е., Зимин Д. Ф. Геология и методы поисков
урановых месторождений,—Мл Недра, 1971.
7. Камель Л. Г-’., Машкович В. П. Защита от ионизирующих излучений.—
Мл Атомиздат, 1972.
8. Разведочная ядерная геофизика: Справочник геофизика.— Мл Недра,
1977.
9. Смелов В. В. Лекции по теории переноса нейтронов.— Мл Атомиздат
1972.
10. Тугаринов А. И. Общая геохимия.— М., Атомиздат, 1973.
11. Филиппов Е. М. Ядерная геофизика.— Новосибирск: изд. СО АН СССР
1973.
12. Ядерная геофизика при исследованиях нефтяных месторождений/
Ф. А. Алексеев, И. В. Головацкая, Ю. А. Гулин и др,—Мл Недра, 1978.
П риложение 1
Некоторые физические константы
Константа Обозначение Числовое значение
Атомная единица массы 1,66-10~27 кг
Постоянная Авогадро na 6,022 ПО23 моль-1
Молярный объем идеального газа У т 0,0224 м3/моль
Заряд электрона е 1,6-10-^ Кл
Скорость света в вакууме с 2,998-108 м/с
Отношение энергетической у-постоянной — 36,4 Дж/Кл
к ионизационной у-постоянной
Соотношение некоторых внесистемных единиц с единицами СИ
Величина Наименование единицы Значение в единицах СИ
Активность нуклида Экспозиционная доза Поглощенная доза Мощность экспозиционной дозы Энергия кюри рентген рад микрорентген в час электрон-вольт I Ки 3,7-1010 Бк 1 Р= 2,58-10-* Кл/кг 1 рад = 0,01 Гр 1 мкР/ч — 71,6 фА/кг 1,6-10-10 Дж
Некоторые математические константы
л — 3,14159
е= 2,7182
е2 - 7,389
е3 = 20,086
1g е = 0,4343
In 10 = 2,3 026
Приложение 2
Элемент или изотоп Сечение, 10 28 m2 Реакция погло- щения Элемент или изотоп Сечение, IO"28 м2 Реакция погло- щения
°P % %
И 32,0 0,330 («, т) Мп 2,3 13,20 (rt, ?)
с 4,8 0,004 To же Fe 11,0 2,62 io же
О 4,2 0,0002 » Cd 7,0 2537,00 »
Na 4,0 0,530 » Gd — 3900,00 »
Mg 3,6 0,063 » 3He 1,0 5327,00 (n, p)
Al 1,4 0,241 » 10В 4,0 3840,00 (m, a)
SI 1,7 0,160 В 4 758,00
S 1,1 0,520 » eLi —*— 936,00 (n, a)
Cl 16,0 33,80 » Li 1,4 70,00
К 1,5 2,07
Ca 3,2 0,44 »
318
Приложение 3
Период полураспада и у-постоя иная некоторых радиоактивных изотопов
Изотоп Период полураспада у-постояпная
ионизационная Ку, (яЛи!)/(кг- Бк) энергетическая Су, (аГр-ма)/(с- Бк)
a*Na 15 ч 3,53 119
42К 12,4 ч 0,264 8,91
45,1 сут 1,20 40,7
57Со 271 сут 0,194 6,55
в0Со 5,27 лет 2,50 84,6
e5Zn 244 сут 0,596 20,1
89Sr 50,6 сут 1,45- IO-4 49,0-10-4
1Й& J 59,9 сут 0,295 9,96
131] 8,04 сут 0,421 14.2
13‘Cs 30,2 лет 0,632 21,4
2U3 Hg 46,8 сут 0,252 8,52
S2SRa 1600 лет 1,76 59,4
23»Ra (после фильтрации через 0,5 мм Pt) 1600 лет 1,63 55,0
Приложение 4
Толщина свинцовой защиты (мм), обеспечивающая кратность ослабления k
Энергия фотонов Кратность ослабления у-излучения ft
К.эВ Дж 1.5 2 5 8 10 20 40 60 80 100 200
100 16 0,5 I 2 2 3 3 4 4,5 4,5 5 6
200 32 1 2 4 5 5,5 6 8 9 10 10 12,5
300 48 1,5 3 6 8 9 11 13 14,5 15,5 16 19
400 64 2 4 9 И 13 15 18 20,5 21,5 23 26
500 80 2 5 11 15 16 20 24 27 28 30 34
600 96 3 7 15 20 21 26 33 35 37 39 44
700 112 4 8 19 24 26 31 38 42 45 47 53
800 128 6 10 22 28 31 39 45 50 53 55 63
900 144 7 12 25 32 35 44 52 56 60 63 72
1000 160 8 13 28 35 38 49 58 63 67 70 80
1250 200 10 15 34 42 45 58 69 75 80 85 97
1500 240 11 17 38 48 51 66 78 85 92 97 111
1750 280 12 19 41 53 56 72 86 95 101 106 122
2000 320 12 20 43 55 59 76 91 101 107 ИЗ 129
2200 352 12 20 44 57 61 78 94 104 111 117 134
3000 480 13 21 46 59 65 83 100 110 117 122 140
319
Предметный указатель
А
Абсолютная радиоактивность веще-
ства Н, 19
Авогадро постоянная 19
Активация пород
- гамма-квантами 41
— нейтронами 219
— заряженными частицами 259
Альфа-метод определения радио-
активных элементов 177
Б
Беккерель (единица измерения) 19
Бериллометр 234
Бета-гамма-метод 179
Бета-метод определения радиоак-
тивных элементов 178
В
Взаимодействие с веществом
— бета-излучения 27
— гамма-излучения 29
— нейтронов 197
Возраст Земли 304
Г
Гамма-абсорбционный метод 253
— неселективпый 254
— рентгено-радиометрический 253
— ядерпого гамма-резонанса 255
Гамма-активациоппый метод 236
Гам м а - га м и а - м сто д 238
Гамма-излучатели естественные 15
Гамма-метод
— исследования образцов 179
— исследования скважин 167
Гамма-нейтронный метод 232
Гамма-опробование горных пород
— в скважинах 167
— в шпурах 172
— в транспортных средствах 174
Гамма-спектральный анализ образ-
цов 180
Гамма-спектрометры 65
— авиационные 71
— автомобильные 71
— лабораторные 66
— полевые 68
— скважинные 73
Гамма-съемка
— автомобильная 143
- - аэро (воздушная) 134
- пешеходная 146
— плужная 146
320
— шпуровая 146
Генератор нейтронов 195
Геотермия ядерная 307
Геохронологическая шкала 305
Геохронология
— абсолютная 294
— ядерная 294
Грей (единица измерения) 20, 21,
318
д
Декатрон 40
Детекторы 37
— газонаполненные 41
— гамма-излучения 46, 50
— нейтронов 47, 50
— полупроводниковые 53
— сцинтилляционные 48
Дискриминатор 63, 65
Доза облучения
— поглощенная 20
— экспозиционная 20
— эквивалентная 263
Е
Единицы измерения
— кермы 21
— поглощенной дозы 20
— эквивалентной дозы 263
— экспозиционной дозы 20
е-процесс нуклеосинтеза 271
3
Закон
— излучения точечного источ-
ника 33
— ослабления параллельного
пучка 25
— распределения нейтронов
в однородной среде 203
Зиверт (единица измерения) 263
И
Изотопный эффект
— биологический 278
— кинетический 278
— термодинамический 277
Изотопное фракционирование 276.
283, 284, 287, 289
Интегрирующая ячейка 38
Ионизационная камера 42, 43
Источники
— гамма-излучеппя 15, 19, 33,
247, 256, 261, 319
— нейтронов 194, 261
к
Калий
— физико-химические свойсгна
86
— характеристика радиоактив-
ного изотопа /,0К 18
Керма 21
Комплсксирование. методов при по-
исках и разведке урана 128, 186
Комптон-эффект 30
Концентраторы урана 92
Космическое излучение 273
Коэффициент ослабления гамма из-
лучения
— линейный 25
— массовый 28, 33
Кюри (единица измерения) 318
Л
Лабораторные
— методы определения урана,
тория, калия 175
— радиометры 56
М
Мантия верхняя (состав) 310
Масс-спектрометр 281
Месторождения тория 105
— в карбонатитах 111
— гидротермальные 111
— россыпные 112
Месторождения урана 104
— в древних конгломератах 120
— вулканогенно-гидротермаль
пые 108
— вулканогенно-осадочные 119
— плутогенно-гидротермальные
107
— седиментационно-диагенети-
ческие 113
— седиментационные 112
— экзогенные 112
— эндогенные 106
— эпигенетические 115
Метод определения абсолютного
возраста горных пород
— гелиевый 300
— иониевый 304
— калий-аргоповый 301
— радиевый 304
— радиоуглеродный 303
“ рубидий-стронциевый 302
— свинцовый *297
Методы определения концентраций
— радиоактивных элементов 175
— тяжелых элементов 241, 244
— элементов — аномальных по-
глотителей нейтронов 208, 211,
213, 216
Методы поиска и разведки урана
— гамма-съемка 13.4, 143, 146
— геоботанический 165
литохпмическнй 158
— радпобиогеохимнчсслий 165
радиогндрогсологичаскнй 163
- радиационных дефектов 162
уранометрический (см. лито-
химнческий)
- флоромстричсский 165
- эманационный 154
Метод элементного анализа горных
пород
— бета-гамма 179
— гамма-спсктралыщй 150, 180,
208, 219
— нейтронно-активационный 219
— рентгенорадиометрический 244,
— 253
— ядерного гамма-резонанса 255
Методы ядерной геофизики
- активные 7, 193, 194, 232
— пассивные 6, 134, 143, 146,
154, 167
Метрологическое обеспечение изме-
рений 77
Н
Насыщенный слой 177
Нейтрон 194, 232
Нейтронные параметры горных по-
род 200
Нейтронный активационный анализ
— в скважине 227
— инструментальный 220
— полевой 229
— радиохимический 220
Нейтронный гамма-метод 204, 2)5
Нейтронный метод
— абсорбционный лабораторный
213
— импульсный 216
— наведенной активности 219
— регистрации у-излучения не-
упругого рассеяния 216, 219
— стационарный 204
Нуклеосинтез 270
О
Образцовые средства измерений 78
Определение в горных породах
— водородсодержания 205
— коэффициента пористости 205,
243, 260
— палеотемператур 286
— плотности 242
Ореолы рассеяния урана 130
Ослабление
— излучения точечного источ-
ника 33
— параллельного пучка частиц 25
Охрана окружающей среды 262
Охрана труда 262
Ошибки статистические 14, 75
321
п
Переучетные схемы 39
Период полураспада радиоизотопа
12
Плато счетчика 46
Плотность
— частиц 20
— потока частиц 20
Поверка
— средств измерений 78
— радиометров 78
— эманометров 81
Поглощение
— гамма-квантов 29, 33
— нейтронов 199, 208, 213
Предел чувствительности радиомет-
ров 77
Постоянная
— времени интегрирующей ячей-
ки 38, 60, 136
— радиоактивного распада II
Потоки рассеяния урана 130
Предельно допустимая доза облу-
чения 264
Пробег
— альфа-частиц 27
— бета-частиц 28
Р
Радиевый гамма-эквивалент 19, 22
Радий
— физико-химические свойства
85
— характеристики изотопов 14,
23
Радиоактивное, равновесие 13, 14
Радиоактивность
— геосфер 97
— горных пород 99
— естественная 8
— искусственная 8
— минералов 100
— почв 103
Радиоактивные ряды (семейства) 14
Радиогенное тепло 307
Радиография 184
Радиометрические методы
— изучения геологического стро-
ения района 188
— поисков нерадиоактивных по-
лезных ископаемых 190
— поисков и разведки радиоак-
тивных руд 126
Радиометры ядерных излучений
— • авиационные 62
— автомобильные 62
— лабораторные 57
— полевые 58
— скважинные 63
Радиохимический метод 175, 182
322
Разделение изотопов 276, 283. 284,
287, 289
Распределение нейтронов в среде 203
Рассеяние
— гамма-квантов 30
— нейтронов 197
Рассеянного бета-излучения метод
259
Рассеянного гамма-излучения метод
238
С
Сечение взаимодействия 24
Соотношения стабильных изотопов
— водорода 282
— гелия 293
— кислорода 284
— серы 289
— углерода 287
Спектрометры (см. гамма-спектро-
метры)
.s-процесс нуклеосинтеза 272
Стабильные изотопы Земли 280
Стандарты изотопного состава 280
Счетчики излучений
— - Гейгера — Мюллера 43
полупроводниковые 53
— пропорциональные 43, 47
— сцинтилляционные 48
— электромеханические 39
Сцинтиллятор (см. фосфоры)
Сцинтилляционная камера 50, 61
Т
Термическая эволюция Земли 312
Торий
— месторождения (см. место-
рождения тория)
— минералы 95, 97
— поведение в геологических
процессах 87
— схема распада 10, 17
— физико-химические свойства
86
Тритий 195, 273, 282, 284
У
Удельная радиоактивность 19
Уран
— месторождения (см. место-
рождения урана)
— минералы 94, 96
— поведение в геологических
процессах 87
— схема распада 10, 16
“ физико-химические свойства
84
Ф
Фактор накопления 33
фильтры Росса 246
Фон радиометров 77
Фосфоры 49
Фотонейтроннын метод 232
Фотоэффект 29
Фракционирование изотопов 276, 283,
284, 287, 289
Хондритовая модель состава .ман-
тии 310
Ш
Шпуровая гамма-съемка (см. гам-
ма-съемка шпуровая)
э
Электрон-вольт 24, 318
Эманация 15, 154, 182
Эманометры 60, 81
Эталонирование радиометров 79
Я
Ядерная геохронология 294
Ядерно-магнитпые методы 260
Ядерные процессы в Земле 272
Ядерные реакторы 196
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие..................................•....................... 3
Введение - ...................................................... 5
ЧАСТЬ ПЕРВАЯ. ЕСТЕСТВЕННАЯ РАДИОАКТИВНОСТЬ И ЕЕ ИС-
ПОЛЬЗОВАНИЕ ПРИ ПОИСКАХ И РАЗВЕДКЕ ПОЛЕЗНЫХ ИСКО-
ПАЕМЫХ .............................................................. 8
Глава I. Общие сведения о естественной и искусственной радиоактивности 8
§ 1. Естественная и искусственная радиоактивность................. 8
§ 2. Основные законы радиоактивных превращений. Устойчивое и по-
движное радиоактивное равновесие..................................11
§ 3. Радиоактивные семейства урана, тория и актиноурана. Другие ес-
тественные радиоактивные элементы.................................14
§ 4. Единицы измерения радиоактивности и интенсивности полей радио-
активных излучений................................................19
§ 5. Взаимодействие излучений радиоактивных элементов с веществом , 23
Глава II. Регистрация радиоактивных излучений........................37
§ 6. Блок-схема и классификация радиометров.......................37
§ 7. Газонаполненные детекторы излучения..........................41
§ 8. Сцинтилляционные счетчики....................................48
§ 9. Полупроводниковые счетчики...................................53
§ 10. Радиометры для интегральных измерений радиоактивности ... 56
§ И. Гамма-спектрометры...................................... . 65
§ 12. Погрешности радиометрических измерений. Чувствительность и фон
радиометров.......................................................75
§ 13. Метрологическое обеспечение измерений в ядерной геофизике . . 77
Глава III. Геохимия и минералогия важнейших радиоактивных элементов . 84
§ 14. Свойства и геохимические особенности урана, радия, тория и калия 84
§ 15. Уран и торий в различных геологических процессах............87
§ 16. Важнейшие минералы урана и тория............................94
§ 17. Распространение радиоактивных элементов в земной коре ... 97
Глава IV. Месторождения радиоактивных руд...........................104
§ 18. Классификация месторождений...........................104
§ 19. Эндогенные месторождения..............................106
§ 20. Экзогенные месторождения..............................112
§ 21. Метаморфогенные месторождения.........................120
§ 22. Возрастные и пространственные закономерности размещения место-
рождений радиоактивных руд.......................................121
Глава V. Радиометрические методы при поисках, разведке и разработке ме-
сторождений радиоактивных руд и решении других геологических задач . 126
§ 23. Общие вопросы. Стадийность геологоразведочных работ . . . .126
§ 24. Аэрогамма-съемка...........................................134
§ 25. Автомобильный гамма-метод..................................143
§ 26. Пешеходный гамма-метод . :.................................146
§ 27. Эманационный метод.........................................154
§ 28 Литогеохимические методы....................................158
§ 29. Радиогидрогеохимический метод..............................163
§ 30. Радиобиогсохимическая съемка...............................165
§ 31. Радиометрическое опробование горпых пород и руд па месте их
залегания........................................................167
324
§ 32. Лабораторные радиометрические методы.......................175
§ 33. Комплексирование методов при поисках и разведке месторождений
урана............................................................186
§ 34. Применение радиометрических методов для изучения геологического
строения района, поисков и разведки перадиоактивпых полезных иско-
паемых ........................................................ 188
ЧАСТЬ ВТОРАЯ. АКТИВНЫЕ ЯДЕРНО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ . 193
Глава VI. Нейтронные методы........................................194
S 35, Источники нейтронов. Взаимодействие нейтронов с горными поро-
дами ........................................................ 194
§ 36. Стационарные нейтронные методы исследования скважин .... 204
§ 37. Полевые и лабораторные модификации стационарных нейтронных
методов......................................................... 211
§ 38. Импульсные нейтронные методы...............................216
§ 39. Нейтронный активационный анализ (метод наведенной активности) 219
Глава VII. Активные гамма- и другие методы ядерной геофизики .... 232
§ 40. Фотонейтронный (гамма-нейтронный) метод....................232
§ 41. Гамма-активационный анализ.................................236
§ 42. Метод рассеянного гамма излучения (гамма-гамма-метод) . . . 238
§ 43. Флюоресцентный рентгенорадиометрический анализ.............244
§ 44. Гамма-абсорбционные методы.................................253
§ 45. Другие активные ядерно-физические методы...................257
§ 46. Основные направления дальнейшего развития и совершенствования
ядерно-геофизических методов.................................... 260
§ 47. Охрана труда и окружающей среды при работе с радиоактивными
веществами и источниками излучения..............................262
ЧАСТЬ ТРЕТЬЯ. ИЗОТОПНАЯ ГЕОЛОГИЯ И ЯДЕРНАЯ ГЕОТЕРМИЯ 269
Глава VIII, Формирование и изменение элементного и изотопного состава
вещества...........................................................269
§ 48. Синтез изотопов в дозвездную и звездную стадии развития вещества 269
§ 49. Современные ядерные процессы, изменяющие состав Земли . . . 272
§ 50. Основные причины и некоторые закономерности изменения соот-
ношений стабильных изотопов на Земле.............................275
Глава IX. Вариации соотношения стабильных изотопов и их использование
в геологии.........................................................280
§ 51. Методика изотопного анализа................................280
§ 52. Изотопы водорода и кислорода . . , ........................282
§ 53. Изотопы углерода...........................................287
§ 54. Изотопы серы и гелия.......................................289
Глава X. Ядерная геохронология.....................................294
§ 55. Общие положения........................................... 294
§ 56. Определение возраста древних пород и минералов.............297
§ 57. Методы определения возраста молодых образований............303
§ 58. Возраст Земли, Луны и геохронология........................304
Глава XI. Ядерная геотермия........................................307
§ 59. Энергия радиоактивных распадов.............................307
§ 60. Модели распределения радиоактивных изотопов и баланс тепла
в Зем ле .............................................. ....... 310
§ 61. Роль радиогенного тепла в истории Земли....................312
Список литературы.............................................: . . 317
Приложение I..................................................: : . 318
Приложение 2 . . . . ........................................ 318
Приложение 3 . . ............................................ 319
Приложение 4 . ..............................................319
Предметный указатель.............................................320
УЧЕБНИК
Ларионов Вячеслав Васильевич
Резванов Рашит Ахмаевич
ЯДЕРНАЯ ГЕОФИЗИКА
И РАДИОМЕТРИЧЕСКАЯ РАЗВЕДКА
Редактор издательства И. В. Васильева
Технический редактор Е. Л. Закашанская
Корректор Е. М. Одабашян
И Б № 6023
Сдано в набор 24.08.87. Подписано п печать 31Л2.87. Т25523. Формат 60Х90‘.ч<. Бумага
кн.-жури. Гарнитура Литературная. Печать высокая. Усл.-леч. л. 20,5. Усл. кр.-отт. 20,5.
Уч^-изд. л. 23,97. Тираж 3560 экз. Заказ 2717/697—3. Цена 1 р. 10 к.
Ордена «Знак Почета» издательство «Недра», Москва, 125047,
пл. Белорусского вокзала. 3
Ленинградская типография № 4 ордена Трудового Красного Знамени Ленинградского объ-
единения «Техническая книга» им. Евгении Соколовой Союзполиграфпрома при Государ-
ственном комитете СССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли. 191126,
Ленинград, Социалистическая ул.. 14.