Ядерная геофизика

Размещено на http://www.allbest.ru/

ЯДЕРНАЯ ГЕОФИЗИКА



Ядерная геофизика объединяет методы исследования горных пород и руд по их естественной радиоактивности (радиометрия или радиометрическая разведка) и изучения вызванной, т.е. предварительного облучения, радиоактивности с целью определения состава или различных физических свойств пород и руд (ядерно-физические методы).

Прямые задачи ядерной геофизики связаны с изучением пространственно-энергетического и пространственно-временного распределения излучения в веществе при известных: сечениях элементарных процессов взаимодействия излучения с веществом; свойствах вещества; заданных геометрических условиях. Теоретическое решение прямых задач основано на использовании математических моделей переноса излучения в заданных средах. Наряду с теоретическим моделированием необходимым является экспериментальное моделирование, которое является критерием оценки точности теоретических исследований, а в ряде случаев - единственно возможным решением прямых задач в ядерной геофизике.

Обратные задачи ядерной геофизики представляют собой определение элементного состава или других свойств среды (плотность, пористость, влажность и др.) по данным измерения интегральных или спектральных характеристик полей ядерного излучения.

Как правило, регистрируемая плотность потока ядерного излучения зависит от целого ряда параметров среды - ядерное излучение, в процессе его переноса в веществе, может испытывать десятки элементарных процессов взаимодействия. Именно этим объясняется широкое разнообразие методов ядерной геофизики, классификация которых базируется на учете особенностей физических процессов и типа регистрируемого излучения.

Роль и место ядерной геофизики в науках о Земле

Сравнивая ядерно-геофизические методы с другими методами разведочной геофизики, можно отметить следующее.

Находясь на стыке между геофизикой и геохимией, она по своей сущности, методике и технике наблюдений относится к геофизическим методам, хотя решает некоторые геохимические задачи. Ядерная геофизика отличается «близкодействием», т.е. малой глубинностью исследований вследствие быстрого поглощения ядерных излучений окружающими породами и воздухом. Однако продукты радиоактивного распада способны мигрировать, образуя вокруг пород и руд газовые, водные и механические ореолы рассеяния, по которым можно судить о радиоактивности коренных пород.

Принципиальная особенность ядерно-геофизических методов состоит в том, что они дают информацию непосредственно о вещественном составе горных пород и руд. И если классические методы геофизической разведки (гравиразведка, магниторазведка, электроразведка, сейсморазведка) можно назвать «геологическими» (они дают сведения об условиях залегания аномальных объектов, оценивают их форму и геологические структуры), то ядерная геофизика стоит ближе к геохимии, поскольку решает геологических задачи путем выявления закономерностей распределения в геологических образованиях петро- и рудогенных элементов.

В отличии от методов лабораторной химической аналитики, на которые до недавнего времени опирались все геологические исследования, ядерно-геофизические методы являются чисто инструментальными, следовательно, более объективными, экспрессными.

Особое достоинство ядерно-геофизических методов состоит в том, что они позволяют вести количественные определения целого ряда элементов таблицы Менделеева непосредственно в естественных условиях. Это качество методов ядерной геофизики имеет принципиальное значение и делает их незаменимым средством интенсификации геологоразведочных работ. Ядерно-геофизические методы представляют также основу для решения задач экологии, уменьшения потерь полезных ископаемых при их обогащении и более полного комплексного их извлечения из недр.

Краткие характеристики основных методов ядерной геофизики

I. Радиометрические методы.

Основными методами радиометрии являются гамма-съемка (ГС или гамма-метод ГМ), при которой изучают интенсивность гамма-излучения, и эманационная съемка (ЭС), при которой по естественному альфа-излучению почвенного воздуха определяют концентрацию в нем радона -- радиоактивного газа. Гамма-методы (ГМ) служат для поисков и разведки не только радиоактивных руд урана, радия, тория и других элементов, но и парагенетически или пространственно связанных с ними нерадиоактивных полезных ископаемых (редкоземельных, металлических, фосфатных и др.). С их помощью можно определять абсолютный возраст горных пород. Гамма- и эманационную съемки используют также для литологического и тектонического картирования и решения других задач. К радиометрии условно можно отнести так называемый геокосмический метод, основанный на подземной регистрации космических излучений (ПРКИ).

II. Гамма-гамма методы (ГГМ).

Плотностной ГГМ-П основан на комптоновском рассеянии г-квантов, применяется при определении плотности пород.

Селективный ГГМ-С основан на фотоэлектрическом поглощении г-квантов, применяется для определения Zэфф пород.

Метод ядерного гамма-резонанса (ЯГР) - основан на резонансном поглощении и рассеянии г-квантов на ядрах атомов (эффект Мессбауэра). Применяется при фазовом анализе пород и руд на содержание железа и олова.

III. Рентгеновский эмиссионный метод. Наибольшее распространение получил рентгенрадиометрический метод (РРМ) с использованием радиоактивного источника или рентгеновской трубки, с помощью которых возбуждают характеристическое рентгеновское излучение, Регистрируют линии K- или L-серии спектра характеристического излучения. Применяется для количественного элементного анализа горных пород и руд.

IV. Нейтронные методы.

Нейтрон-нейтронный метод по тепловым (ННМт) или надтепловым (ННМнт) нейтронам. Основан на замедлении надтепловых и диффузии тепловых нейтронов. В нефтегазовой геофизике используется для определения влажности и пористости пород. В рудной геофизике - для оценки содержания в породах поглощающих элементов (B, Mn, редкие земли и др.).

Нейтронный-гамма метод (НГМ) - испускание г-излучения при радиационном захвате нейтронов ядрами атомов, используется для определения пористости, газонасыщенности.

Фотонейтронный метод (ГНМ). При облучении породы г-квантами определенной энергии происходит поглощение г-кванта ядром атома с последующим испусканием нейтрона (реакция г,n), регистрируются вторичные нейтроны. Используется для определения содержания Be в породах.

Нейтрон-активационный метод (НАМ). Основан на возбуждении стабильных ядер горной породы под действием нейтронов. Регистрируются вторичные г-кванты. Используется для элементного анализа пород. Характеризуется очень высокой чувствительностью.

Методы ядерной геофизики подразделяют, по условиям проведения, на: аэрокосмические; полевые; подземные; лабораторные; наибольшее применение находят скважинные ядерные методы.

Исторический очерк развития ядерной геофизики.

Идея использования ядерных свойств элементов, входящих в состав горных пород, возникла непосредственно за открытием явления радиоактивности. Уже в 1902 году Пьер Кюри, а затем Э. Резерфорд, высказали мысль о том, что скорость радиоактивного распада элементов может быть использована в качестве эталонов времени для определения абсолютного возраста горных пород. В 1907 году эта идея получила практическое осуществление ( Б. Болтвуд).

Параллельно с разработкой радиологических методов определения возраста пород, исследуется распределение естественных радиоактивных элементов в земной коре и тепла, выделяющегося при их распаде. Первое обобщение результатов этих исследований приводят в 1905-1907 гг. английских ученых Рэлее и Джолли к мысли о том, что радиоактивные элементы играют важную роль в геологической истории Земли. Появляются ряд гипотез о роли радиоактивности в тепловом режиме Земли, в динамике земной коры, в генезисе нефти и т.д.

В 1910 году по инициативе и под руководством В.И. Вернадского в России была организована Радиевая экспедиция Академии Наук. Становление ядерной геофизике относится к 20-ым годам 20-ого столетия. Тогда А.П. Кириковым, А.Н. Богоявленским, А.Г. Граммаковым и др. были заложены основы поисково-разведочной радиометрии, которая особо развилась в нашей стране и за рубежом в послевоенные годы в связи с решением проблемы ядерного сырья. Создание полевой радиометрии и гамма-каротажа в 50-ые годы (Г.В. Горшков, Л.М. Курбатов, В.А. Шпак) можно считать началом формирования методов ядерной геофизики.

Собственно ядерно-геофизические методы возникли несколько позднее. Появление их, прежде всего, обязано развитию атомной энергетике, когда стало возможным получение разнообразных изотопных источников. Разработка новых методов ядерной геофизики следовала за открытиями и достижениями ядерной физики, совершенствованию методов регистрации и измерения ядерных излучений.

Первым таким методом был нейтрон-гамма-каротаж (НГК), который был предложен Б. Понтекорво в 1941 году, вскоре после открытия нейтрона Д.Чедвиком (1932 г.). Примерно в это же время Г. Хевеши и Х. Леви заложили основы нейтрон-активационного анализа (НАА). В 1947 году Дж. Холенбах предложил гамма-гамма-метод (ГГМ), основанный на регистрации горными породами гамма-излучения радиоизотопного источника. В 1956 году Г. Флеров обосновал импульсный нейтронный метод (ИНМ), который явился началом использования в ядерной геофизике искусственных генераторов нейтронов. В 1949 году был создан гамма-нейтронный метод (ГНМ) определения бериллия, основанный на ядерном фотоэффекте (Б. Айдаркин, Г. Горшков, А. Граммаков).

Начало 50-х годов характеризовался интенсивными исследованиями по усовершенствованию ГГМ. В начале ГГМ, благодаря способности дифференцировать горные породы по плотности, был ориентирован на изучение нефтяных коллекторов. В1954 году ГГМ впервые был успешно испытан для выделения в скважинах сульфидных руд (М. Соколов, А. Очкур и др.), а с 1955 года стал использоваться и в угольном каротаже. В 1957 году Г. Воскобойников предложил модификацию ГГМ с источниками мягких гамма лучей (селективный ГГМ). В теорию и практику ГГМ существенный вклад внесли Е. Филиппов, В. Арцыбашев, И. Дядькин и др.

В качестве важного этапа развития методов, основанных на взаимодействии гамма-излучения с веществом, следует отметить исследования Рейфола и Хемфрода по рентгенфлюоресцентного анализа с радиоизотопными источниками. В 1958 году А. Якубович и В. Залесский, используя эту идею, создали методику рентген-радиометрического анализа (РРА).

Почти одновременно с возникновением РРА в ядерную геофизику вошла мёссбауеровская спектроскопия, основанная на ядерно-резонансном поглощении гамма-излучений (ЯГР). Первым промышленным приложением ЯГР в геологии было создание методики для исследования оловянных руд (В. Гольданский, А. Доленко и др.). К 70-м годам большого разнообразия достигли нейтронные методы. К этому времени дополнительно к НГК, были созданы нейтрон-нейтронный каротаж с регистрацией тепловых нейтронов (ННК-Т) и с регистрацией надтепловых нейтронов (ННК-НТ) (Л. Полак, Х. Холл).

Естественная радиоактивность горных пород

Общие сведения о радиоактивности

Естественная радиоактивность, т.е. самопроизвольный распад неустойчивых атомных ядер, спонтанно превращающихся в ядра других элементов, сопровождается испусканием альфа-, бета-частиц, гамма-квантов и другими процессами. Известно более 230 радиоактивных изотопов различных элементов, называемых радиоактивными нуклидами или радионуклидами. Радиоактивность тяжелых элементов с порядковым номером в таблице Менделеева, большим 82, сводится к последовательным превращениям одних элементов в другие и заканчивается образованием устойчивых нерадиоактивных изотопов. Основными радиоактивными рядами, или семействами, тяжелых элементов являются ряды урана-238, урана-235, тория-232. Конечным продуктом превращений урана является нерадиоактивный так называемый радиогенный свинец.

Кроме радиоактивных семейств имеются одиночные радионуклиды, в которых радиоактивный распад ограничивается одним актом превращений. Среди них наиболее распространен калий-40. В целом в земной коре повышены концентрации следующих трех радиоактивных элементов: урана-238 (2,5*10-4 %), тория (1,3*10-3 %) и калия-40 (2,5%). Поэтому в радиометрии изучают только эти элементы. Они находятся в горных породах в рассеянном состоянии в виде изоморфных примесей и самостоятельных минералов.

Радиоактивный распад, как процесс превращения одних изотопов в другие, обусловлен внутренним, независимым от внешних условий состоянием атомных ядер.

Характеризуют радиоактивный распад периодом полураспада (Т1/2), который у различных элементов изменяется в очень широких пределах -- от 10-6 сек до 1010 лет. Для каждого элемента Т1/2 является определенной и постоянной величиной и может служить его диагностическим признаком.

Ряды радиоактивных семейств урана и тория. Другие естественные радиоактивные элементы.

На рисунке приведена схема радиоактивных превращений семейства урана.

На рисунке приведена схема радиоактивных превращений семейства тория.

(На этих рисунках стрелками указана последовательность распада. Над стрелками приведены типы излучений, сопровождающие распад, под стрелками - периоды полураспада в следующих единицах: л - годы (лет), д -дни, ч - часы, м - минуты, с - секунды.)

В настоящее время известно более 50 естественных радиоактивных элементов. К ним относятся тяжелые элементы, входящие в состав радиоактивных семейств, и более легкие радиоактивные элементы, распад которых ограничивается одним звеном превращений.

В число радиоактивных семейств входят элементы семейств урана U238, ак-тиноурана U236 и тория Th232. Представители ряда актиноурана U236 в природе встречаются в малых количествах.

Распад этих семейств имеет много общего.

Родоначальники семейств характеризуются самыми большими массовыми числами и относятся к наиболее долгоживущим. Во всех случаях в результате распада образуются все более легкие элементы. В первой половине цепи превращений каждого семейства распад сопровождается преимущественно испусканием б-частиц, во второй половине преобладает в-распад. В середине цепи превращений каждого семейства имеются радиоактивные газы -- эманации ( в ряду урана это радон Rn220, в ряду тория - торон Tn220), относящиеся к группе инертных. За эманациями следуют группы короткоживущих элементов, часть атомов которых распадается с испусканием б-частиц, а другая часть - в-частиц. Эти элементы образуют разветвления рядов - «вилки». Необходимо отметить, что б- и в-распады сопровождаются испусканием г-квантов различных энергий. Конечным продуктом распада этих двух семейств являются стабильные изотопы свинца РЬ206 и РЬ208.

По суммарной б-активности семейства урана и тория примерно одинаковы, энергетические спектры б-частиц, испускаемых каждым семейством в целом, друг от друга существенно не отличаются, энергия б-частиц находится в интервале 2 ч 8 Мэв. По суммарной интенсивности в-излучения семейства урана и тория существенно не различаются.

Основными г-излучателями в семействе урана являются продукты распада радия (Ra226) и радона (Rn222). Важной особенностью этого семейства является то, что на долю продуктов распада урана, расположенных в цепи превращения до радия, приходится всего лишь около 2% от общего г-излучения ряда. Вследствие этого при нарушении в горных породах радиоактивного равновесия между ураном и радием, приводящего к недостатку радия, г-активность горных пород резко снижается, и, наоборот, породы, обогащенные солями радия или радоном, даже при отсутствии в них урана являются г-активными. В семействе тория основные г-излучатели распределены относительно равномерно. Ниже, в таблице, приведены сведения об основных г-излучателях в рядах урана и тория.

Основные г-излучатели в ряде урана
Изотоп	Pb214	Pb214	Bi214	Bi214	Bi214	Bi214
Е (Мэв)	0.295	0.352	0.609	1.112	1.764	2.204
% выхода	10.0	19.4	22.3	7.8	8.4	2.6
Основные г-излучатели в ряде тория
Изотоп	Pb212	Ac228	Tl208	Tl208	Ac228	Ac228	Tl208
Е (Мэв)	0.239	0.338	0.511	0.583	0.911	0.967	2.615
% выхода	22.5	6.2	4.5	15.0	14.5	11.5	17.9

Строка «% выхода» в таблице показывает процент г-квантов данной энергии от суммарного количества г-квантов, испускаемых всеми изотопами данного ряда в единицу времени. Необходимо отметить, что в обоих рядах излучается примерно по 50 г-квантов различных энергий, значительная часть которых обладает энергией меньшей 250 Кэв. Максимальной энергией г-квантов в ряде урана обладает Bi214 (2.204 Мэв), в ряде тория - Tl208 (2.615).

К числу радиоактивных элементов, не входящих в состав рассмотренных семейств, относятся изотопы калия (К40), рубидия (Rb87), индия (In ll5), самария (Sm l47), лютеция (Lu l76), рения (Re l87) и др. Основные характеристики некоторых из этих изотопов приведены в таблице.

Все одиночные радиоактивные изотопы характеризуются весьма большими периодами полураспада (Т >109 лет). За исключением самария и вольфрама они распадаются путем К-захвата и в-распада, превращаясь в устойчивый изотоп нового элемента. Содержание в природе большинства из перечисленных радиоактивных изотопов, как правило, очень мало. В ядерной геологии и геофизике наибольший интерес представляют радиоактивные изотопы калия (К40) и рубидия (Rb87), распад которых используется для определения возраста пород.

Радиоактивные элементы, не входящие в ряды
Изотоп	Продукт превращения	Содержание изотопа, %	Т, годы	Тип распада
K40	Ca40	0.0119	1.3*109	К-захват, в-
Rb87	Sr87	27.8	5*1010	в-
Zr98	Nb98	2.8	6.2*1016	в-
In115	Sn115	95.8	6*1014	в-
Te130	I130	34.1	1.4*1021	в-
La138	Ba138	0.089	7*1010	К-захват
Sm147	Nd143	15.1	6.7*1011	б
Lu176	Hf176	2.6	2.4*1010	в-
W180	Hf176	0.126	2.2*1017	б
Re187	Os187	62.9	4*1012	в-

Наибольший интерес представляет изотоп K40, т.к. распространенность элемента Ca40 в природе огромно - этот элемент входит в состав породообразующих минералов (например кальцит, известняк, доломит и др.). Другие радиоактивные элементы, не входящие в ряды, за исключением вольфрама, относятся к группе редкоземельных, и их вклад в естественную радиоактивность пород ничтожен. В ядерной геофизике эти элементы используются при определении абсолютного возраста пород.

Основные законы радиоактивных превращений.

Радиоактивный распад происходит так, что количество ядер радиоактивного элемента dN, распавшихся за бесконечно малый промежуток времени dt, пропорционально числу ядер N, не распавшихся к моменту времени t:

-dN = лNdt (1)

где л - коэффициент пропорциональности, характеризующий вероятность распада ядра в единицу времени и называемый постоянной распада. Интегрируя уравнение (1) и полагая, что при t = 0, N = No (No - число атомов радиоактивного вещества в начальный момент времени), получим

N = N0exp(-лt) (2)

Из уравнения (2) следует, что радиоактивный распад подчиняется экспоненциальному закону.

Из уравнения (1) видно также, что произведение лN характеризует скорость радиоактивного распада, называемую активностью:

лN= -dN / dt. (3)

То есть можно сказать, что величина л есть отношение числа распадающихся в единицу времени ядер к имеющемуся к этому времени нераспавшихся ядер. Размерность л (t-1)- обратная времени.

Зная величину л, легко вычислить среднюю продолжительность жизни tЯ радиоактивного ядра. Так как согласно (1) суммарная продолжительность жизни атомов, распадающихся в промежуток времени между t и t + dt, равна tлNdt, то:

(4) 

В практике продолжительность жизни радиоактивных элементов часто характеризуют не величиной tЯ, а периодом полураспада Т - временем, на протяжении которого распадается половина всех атомов данного радиоактивного элемента. Полагая в (2) N = N / 2 при t = Т, получим

T = ln2 / л ? 0.69/ л ? 0.693 tЯ (5)

Для каждого радиоактивного элемента постоянная распада л и период полураспада Т являются характерными величинами и имеют строго определенные значения. Для различных же элементов эти параметры резко изменяются.

В тех случаях, когда рассматривается распад не отдельно взятого радиоактивного элемента, а образующего при этом радиоактивного продукта его распада (дочернего элемента), закон изменения содержания последнего во времени может быть найден следующим образом.

Предположим, что в начальный момент времени t = 0 имелось N01 атомов исходного элемента, а к моменту времени t имеется N1 атомов исходного и N2 атомов дочернего элементов. Очевидно, что скорость накопления дочернего элемента dN2/dt будет определяться разностью скоростей распада исходного и дочернего элементов:

dN2/dt = л1N1 - л2N2 (6)

где л1 и л2 -- постоянные распада соответственно исходного и дочернего элементов.

Подставив в выражение (6) величину N1 = N01exp(-л1t) получим линейное неоднородное дифференциальное уравнение первого порядка

dN2/dt + л2N2 = л1 N01exp(-л1t) (7)

Общее решение уравнения (7) имеет вид

(8)

В случае, когда исходный элемент распадается медленнее продукта его распада (л1 < л2) или (Т1 > T2), выражение (8) через промежуток времени, достаточно большой по сравнению с продолжительностью жизни атомов дочернего вещества (t > 10T2), принимает вид

или с учетом формулы (2)

(9)

Выражение (9) определяет состояние, при котором отношение количеств исходного вещества и продуктов его распада стремится к некоторому постоянному значению. Такое состояние называют подвижным равновесием.

Если исходное вещество распадается несоизмеримо медленнее продукта его распада (л1 << л2) или (Т1 >> T2), формула (8) при условии t >> 10T1 имеет вид N2/N1 = л1/л2 = T2/T1 или



(10)

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 компенсируется его образованием из исходного. Это состояние называется устойчивым равновесием.

Классическим примером устойчивого радиоактивного равновесия является равновесие между ураном (Т = 4,49*109 лет) и радием (Т = 1540 лет), которое наступает по истечении длительного промежутка времени (t ? 16 000 лет) и наблюдается только в древних хорошо сохранившихся горных породах и минералах. Наличие устойчивого радиоактивного равновесия в радиоактивных семействах имеет важное значение, так как позволяет судить о содержании в породах радиоактивных элементов по результатам измерений других элементов рассматриваемого семейства.

Процессы радиоактивного распада носят статистический характер, т. е. число атомов радиоактивного элемента, распадающихся в единицу времени, не строго постоянно, а колеблется около некоторого среднего значения. Высокая статистическая точность измерений радиоактивности обеспечивается лишь в случае, когда количество распадов в единицу времени достаточно велико или когда измерения проводятся на протяжении достаточно большого промежутка времени.

Использование закона радиоактивных превращений для определения абсолютного возраста горных пород.

Количество атомов радиоактивного элемента, содержащегося в породе, изменяется со временем по закону

N = N0exp(-лt) (1)



где: N - число ядер радиоактивного элемента, не распавшихся к моменту времени t; N0 - первоначальное число ядер радиоактивного элемента (t = 0);

л - постоянная распада.

Для задач геохронологии более удобна следующая запись этого уравнения:

t = (1/л)*ln(N0/N) (2)

В процессе радиоактивного распада материнский изотоп N1 превращается в стабильный дочерний изотоп N2 - такая ситуация характерна для радиоактивных элементов, не входящих в ряды. Накопленное за время t количество атомов дочернего изотопа определяется:

N2 = N01 - N1 (3)

где N01 - первоначальное (при t=0) количество материнских изотопов. С учетом уравнения (1) выражение (3) можно переписать так:

N2 = N1(eлt - 1) (4)

откуда получаем решение для возраста исследуемого образца:

t = (1/ л)ln(1+N2/N1) (5)

При выводе формулы (5) предполагалось, что в момент образования объекта (породы, минерала), т.е. при t =0, в его составе не было атомов изотопа N2. Если исследуемый объект в момент своего образования уже содержал N02 атомов (например, известняк в момент образования уже содержит Ca40, который со временем дополнительно образуется из K40), тогда N2 = N02 +N01 - N1 и формула (5) усложняется:

t = (1/ л)ln[1+(N2-N02)/N1] (6)

Таким образом, в изучаемом образце необходимо измерять содержания материнского (радиоактивного) и дочернего (стабильного) изотопов. Для этого, как правило, используются методы масс-спектроскопии, позволяющие с достаточной точностью определять мизерные содержания элементов и изотопов. Точность определения времени, которое принимается за абсолютный геологический возраст, зависит от точности определения содержания изотопов N1 и N2 и от точности определения постоянной распада л.

В общей сложности разработано более десяти ядерно-геохронологических методов. При определении возраста молодых образований используют изотопы со сравнительно небольшими периодами полураспада, чаще всего С14 с Т = 5768 лет, т.к. распространенность этого изотопа значительна. Максимальное время, которое можно определить радиоуглеродным методом ограничивается десятью периодами полураспада, т.е. 60000 лет - после 10Т С14 практически не остается. С другой стороны, если у радиоактивного элемента период полураспада составляет миллиарды лет, то погрешности определения в интервале времен, меньших 0.01T, очень большие. Поэтому геологический возраст пород в интервале 105 лет ч 3*106 лет определяется с большими погрешностями.

Важной предпосылкой использования методов геохронологии является замкнутость исследуемого образца относительно радиоактивного и дочернего изотопов. Это означает, что за весь период жизни минерала или породы ни материнский, ни дочерний изотопы не выносились или не добавлялись извне. Например, при высокой температуре, характерной для метаморфических процессов, становится вероятной диффузия атомов, что означает удаление (привнос) элементов в минералы. Надежным подтверждением замкнутости системы, и способом повышения точности определения возраста, служит совпадение возраста одного и того же объекта исследований, полученных разными методами с использованием различных материнских изотопов.

Единицы измерения радиоактивности.

Для сравнительной оценки радиоактивности горных пород применяются два вида единиц: единицы активности, или содержания в породах радиоактивных элементов, и единицы дозы, определяющие меру воздействия радиоактивных излучений на вещество.

Абсолютная радиоактивность элементов оценивается числом распадов в 1 секунду (беккерель (Бк) ? расп./с), а также единицей кюри (Ки). Под единицей кюри понимается количество любого радиоактивного изотопа, в котором в 1 сек происходит в среднем (3,7-1010) распадов, примерно столько же, сколько и в 1 г радия.

Согласно закону радиоактивных превращений, число ядер радиоактивного изотопа, распадающихся за 1 с, равно лN. Тогда число ядер изотопа, соответствующее 1 Ки, можно определить по формуле

N = 3,7*1010/л = 3,7*1010T/0.693

а массу изотопа (в г), излучающего эту активность, по формуле

mи = NA / NA = 8,86 *10-14 МТ

где A- атомная масса изотопа; NА - 6,023 *1023 - число Авогадро; Т - период полураспада изотопа. Из этой формулы видно, что масса радиоактивных элементов, соответствующий активности 1 Ки, возрастает с увеличением периода полураспада. Если, например, для полония (Т = 138 дня), эта масса равна 0,22 мг, для радия (Т = 1590 лет) - 1 г, то для урана (Т = 4,49*109 лет) она равна 3 т.

В практике часто используются единицы, производные от кюри: милликюри (10-3 Ки), микрокюри (10-6 Ки) и нанокюри (10-9Ки). Единицей концентрации радиоактивного изотопа в некотором веществе является Ки/кг и ее производные (Ки/г и т. п.), а также Ки/м3 и ее производные. Концентрация радона и других газообразных радиоэлементов выражается в единицах кюри на литр (Ки/л) и в единицах эман (эман-10-10 Ки/л = 10-7 Ки/м3).

Для оценки -активности пород используют единицу грамм-эквивалент радия (г-экв Ra), соответствующую такому количеству любого радиоактивного вещества, интенсивность г-излучения которого эквивалентна интенсивности г -излучения 1 г радия (в равновесии с продуктами распада), заключенного в платиновый фильтр толщиной 0,5 мм. Эта единица весьма удобна для практического использования, однако ее численные значения зависят от соответствия спектрального состава измеряемого г-излучения спектру г-излучения эталона - радия, а также от индивидуальных особенностей измерительной аппаратуры.

Единицы дозы излучения позволяют проводить количественную оценку воздействия радиоактивных излучений на облучаемую среду. Поглощенная доза определяется как энергия излучения любого вида, поглощенная единицей массы любого вещества, и может измеряться в джоулях на килограмм (Дж/кг) или в эргах на грамм (эрг/г). Применяют также единицу рад, равную 100 эрг/г, или 10-2 Дж/кг.

Поглощенная доза, создаваемая в единицу времени, называется мощностью поглощенной дозы и измеряется в единицах рад/с или его производных (рад/ч, мрад/мин и т. д.).

Для данного вида вещества и спектра излучения поглощенная энергия пропорциональна интенсивности (потоку) излучения. Учитывая это, для характеристики интенсивности рентгеновского и г-излучения (с энергией до 3 МэВ) часто используют поглощенную дозу или (что для фиксированного вещества одно и то же) ионизирующую способность в воздухе. Такой частный случай поглощенной дозы (для г-излучения в воздухе) принято называть экспозиционной дозой (или дозой) излучения. Она выражается отношением суммарного электрического заряда ионов одного знака, образованного излучением, поглощенным в некоторой массе сухого воздуха, к этой массе.

Единицей дозы излучения является рентген (Р). Один рентген соответствует поглощению такого количества рентгеновского или гамма-излучений, которое в 1 см3 сухого воздуха при температуре 00С и давлении 760 мм (0,001293 г воздуха) образует ионы, несущие одну электростатическую единицу количества электричества каждого знака (2,083*109 пар ионов). Энергетический эквивалент рентгена: 1P = 88 эрг или 5,5 *107 Мэв поглощенной энергии в 1 г воздуха (0,88*10-2 Дж в 1 кг воздуха).

Доза, образуемая излучением в единицу времени, называется мощностью дозы и выражается в рентгенах в час (Р/ч), а также в производных единицах: мР/ч и мкР/ч.

Радиоактивность горных пород и руд

Радиоактивность горных пород и руд тем выше, чем больше концентрация в них естественных радиоактивных элементов семейств урана, тория, а также калия-40. По радиоактивности (радиологическим свойствам) породообразующие минералы подразделяют на четыре группы.

Наибольшей радиоактивностью отличаются минералы урана (первичные - уранит, настуран, вторичные -- карбонаты, фосфаты, сульфаты уранила и др.), тория (торианит, торит, монацит и др.), а также находящиеся в рассеянном состоянии элементы семейства урана, тория и др. Высокой радиоактивностью характеризуются широко распространенные минералы, содержащие калий-40 (полевые шпаты, калийные соли).

Средней радиоактивностью отличаются такие минералы, как магнетит, лимонит, сульфиды и др.

Низкой радиоактивностью обладают кварц, кальцит, гипс, каменная соль и др.

В этой классификации радиоактивность соседних групп возрастает примерно на порядок.

Радиоактивность горных пород определяется, прежде всего, радиоактивностью породообразующих минералов. В зависимости от качественного и количественного состава минералов, условий образования, возраста и степени метаморфизма их радиоактивность изменяется в очень широких пределах.

Радиоактивность пород и руд по эквивалентному процентному содержанию урана принято подразделять на следующие группы:

а) породы практически нерадиоактивные (содержание урана менее 10-6 %);

б) породы средней радиоактивности (содержание урана от 10-5 % до 10-3 %);

в) высокорадиоактивные породы и убогие руды (содержание урана от 10-3% до 10-2 %);

г) бедные радиоактивные руды (содержание урана от 10-2 % до 10-1%);

д) рядовые и богатые радиоактивные руды (содержание урана свыше 10-1%).

К практически не радиоактивным относятся такие осадочные породы, как ангидрит, гипс, каменная соль, известняк, доломит, кварцевый песок и др., а также ультраосновные, основные и средние породы. Средней радиоактивностью обладают кислые изверженные породы, а из осадочных - песчаник, глина и особенно тонкодисперсный морской ил, обладающий способностью адсорбировать радиоактивные элементы, растворенные в воде.

Рассмотрим некоторые геохимические особенности урана, определяющие его поведение в процессах седиментации. Химические свойства урана, высокая растворимость его соединений позволяет говорить о том, что уран поступает в бассейн седиментации в виде водных растворов. Основными формами нахождения урана могут быть как катионы и анионы, так и электронейтральные соединения. Преобладание той или иной формы зависит от гидрохимической характеристики вод, количества и характера твердой взвеси. Основным регулятором, определяющим распределение урана между гидросферой и толщей отлагающихся илов, являются сорбционные процессы. Максимальной способностью к извлечению урана из водных растворов и прочному удержанию его обладают (по нисходящей): органическое вещество, фосфорит, глинистые минералы, гидроокислы железа и алюминия.

В отличие от урана, торий и его соединения практически не растворяются в воде. Торий поступает в бассейн осадконакопления двумя способами:

в виде обломочных минералов, определяющих накопление тория в песчаниках, алевролитах;

в сорбированной форме, но не в виде водных растворов, как уран, а с коллоидами, сорбированными глинистыми минералами.

Различие форм миграции и седиментогенеза урана и тория в зоне гипергенеза приводит к тому, что отношение содержаний урана и тория (U/Th) может, в определенных случаях, служить для выяснения условий образования осадочных пород. Применение калия-40 для решения подобных задач определяется возможностью использования глинистых минералов, так как калий-40 входит в кристаллическую решетку глинистых минералов, и распределение калия-40 подчиняется процессам формирования минералогических типов или ассоциаций глинистых минералов.

Радиоактивные руды (от убогих до богатых) встречаются на урановых или ураноториевых месторождениях эндогенного и экзогенного происхождения. Их радиоактивность изменяется в широких пределах и зависит от содержания урана, тория, радия и других элементов.

С радиоактивностью горных пород тесно связана радиоактивность природных вод и газов. В целом в гидросфере и атмосфере содержание радиоактивных элементов ничтожно мало. Подземные воды могут иметь разную радиоактивность. Особенно велика она у подземных вод радиоактивных месторождений и вод сульфидно-бариевого и хлоридно-кальциевого типов. Радиоактивность почвенного воздуха зависит от количества эманации таких радиоактивных газов, как радон, торон.

Физические основы ядерной геофизики

1. Общие положения.

Важнейшей характеристикой ядерных излучений является энергия частицы (г-кванта), выражаемая внесистемной единицей электрон-вольт (эв): 1 эв = 1.6*10-12 эрг (СГС) = 1.6*10-19 Дж (СИ).

Поле ядерных излучений характеризуется плотностью, плотностью потока и интенсивностью излучения.

Плотность частиц (г-квантов) N - это число частиц (г-квантов), находящихся в данный момент времени в единице объема среды N = n /V, где n - число частиц (г-квантов). Единица измерений - n/м3 (n/cм3).

Плотность потока частиц (г-квантов) Ф - это число частиц (г-квантов), падающих в 1 секунду на единичную площадку, перпендикулярную направлению параллельного потока частиц (г-квантов). Ф = nv, где v - скорость частиц (г-квантов) в среде. Единица измерения n/(м2*с) или n/(см2*с). ядерный геофизика радиоактивный руда

Интенсивность излучения I - это энергия излучения, падающая в единицу времени на единичную площадь, которая измеряется в Вт/(м2*с). Для моноэнергетического пучка частиц с кинетической энергией Е: I = ФЕ.

Если на мишень падает перпендикулярно поток частиц (г-квантов), то число взаимодействий Nв, происходящих в единицу времени на единице площади мишени, оказывается равным Nв = уФN, где N - число атомов на 1 см2 площади мишени, у - коэффициент, характеризующий вероятность взаимодействия, т.е. среднее число взаимодействий, приходящихся на один атом при единичном потоке частиц (квантов). Коэффициент у имеет размерность площади и измеряется в см2 (м2). у можно представить как поперечное сечение шара, при попадании частицы в который происходит взаимодействие между частицей и атомом, поэтому у называют эффективным сечением взаимодействия. Величина 10-24 см2 называется барн и принята в качестве внесистемной единицы сечения взаимодействия.

Суммарное сечение всех атомов в единице объема вещества называется макроскопическим сечением взаимодействия и обозначается У. Для моноэлементного вещества (состоящего из атомов одного элемента) У = уN, где N -число атомов в единице объема. Для среды сложного состава, состоящей из атомов нескольких типов:

где Ni - число атомов i-типа в единице объема вещества, уi - сечение взаимодействия для атомов i-типа.

Альфа-распад.

б-распадом называется самопроизвольный (спонтанный) процесс испускания ядром Я(A,Z) (A - атомная масса ядра, Z - порядковый номер или заряд ядра) ядра гелия 4He2+ (б-частицы) с освобождением энергии ДЕб в форме кинетической энергии б-частицы и дочернего ядра Я(A-4,Z-2). При условии, что исходное ядро находится в состоянии покоя, подавляющая часть кинетической энергии, выделяющейся при б-распаде, уносится б-частицей, и лишь незначительная доля (менее5%) приходится на ядро-продукт. Условием энергетической возможности б-распада является отрицательная величина энергии связи б-частицы в исходном ядре:

где: M(A,Z) - масса исходного ядра; M(A-4,Z-2) - масса дочернего ядра, Мб - масса б-частицы, с - скорость света. Это выражение получено из формулы Энштейна Е=мс2.

Кинетическая энергия б-частиц при распаде естественных радиоактивных элементов не превышает 10 Мэв, периоды полураспада изменяются в широких пределах: от 10-7 сек до 107 лет. Энергетический спектр б-частиц при распаде данного ядра дискретен, т.е. имеет строго определенную энергию.

Бета-распад.

в-распадом называется процесс спонтанного превращения нестабильного ядра в ядро с зарядом, отличным на ДZ=±1. Известны три вида в-распада: в- - распад (е-), в+-распад (е+) и е-захват (к-захват).

Примером электронного в- -распада является распад трития 3Н1 > 3Не2. В конечном итоге в- -распад трития сводится к превращению нейтрона в протон, энергия в-распада - 18 кэв.

Примером позитронного в+-распада является распад ядра 11С6 > 11В5. В этом случае в+-распад ядра 11С6 сводится как бы к превращению одного протона в нейтрон. Это превращение надо понимать условно, т.к. масса протона меньше массы нейтрона. Следовательно, позитронный распад свободного протона невозможен, в отличие от электронного распада нейтрона. Однако для протона, связанного в ядре, подобное превращение возможно, т.к. недостающая энергия восполняется ядром. Энергия в+-распада ядра 11С6 составляет примерно 1 Мэв.

Третий вид в-радиоактивности - электронный захват (е-захват). Он заключается в захвате ядром электрона из электронной оболочки собственного атома. В результате образуется вакансия в электронной оболочке, которая заполняется электроном с более высокого уровня. Поэтому е-захват сопровождается рентгеновским излучением, по энергии соответствующим разности энергий электронных уровней того электрона, который заполнил вакансию. е-захват имеет существенное значение для тяжелых ядер, у которых К-оболочка расположена близко к ядру (К - захват). Наряду с К - захватом наблюдаются, но значительно реже, L - M - захваты. Примером К - захвата у легких ядер является ядро 7Ве4 , захватывающее К - электрон и превращающееся в ядро 7Li3, энергия в-излучения 0.86 Мэв.

Следует отметить, что в-распады ядер возможны различными способами одновременно. Например, в-распад 52Mn25 > 52Cr24 происходит за счет в+-распада - 35% случаев распада, а 65% - за счет К - захвата. в-распад 64Cu29 в 40% случаев испускает электрон, в 40% случаев - электронный захват и в 20% случаев испускает позитрон.

В процессе в-распада испускаются частицы всех энергий - от нуля до Еmax, т.е. энергетический спектр в-распада непрерывен. В случае в---распада Еmax приблизительно равна разности исходного и конечного энергетических состояний ядра. Средняя энергия Eb электронов, испускаемых тяжелыми ядрами, обычно составляет около 1/3 от Еmax. Для естественных радиоактивных элементов Еmax в- -распада заключена в пределах 0.25 ч 0.45 Мэв. Спектры в-- распада легких ядер более симметричны, для них Eb ? 0.5* Еmax.

Некоторые радиоактивные ядра обладают двумя и более периодами полураспада для испускаемого ими в-излучения. О таких ядрах говорят, что они могут существовать в двух изомерных состояниях. Наличие у ядра двух периодов полураспада можно объяснить, если предположить, что ядро может существовать в двух изомерных состояниях - основном и возбужденном, долгоживущем (метастабильном).

Рассмотрим в-распад изотопа 80Br35. Исходное ядро 80Br35, образующееся в результате захвата нейтрона ядром 79Br35, в первоначальный момент существования находится в сильно возбужденном состоянии. Снятие возбуждения происходит за счет последовательных переходов ядра во все более низкие энергетические состояния с одновременным испусканием г-квантов . При наличии метастабильного состояния переходы могут происходить двумя различными путями. По способу I, ядро быстро (? 10-13 сек) приходит в основное состояние, из которого испускает в- - частицы с периодом полураспада 18 минут. При способе II ядро быстро приходит в метастабильное основное состояние 80mBr35, из которого медленно, с периодом полураспада 4,4 часа, переходит в основное состояние с последующим испусканием в- - частицы. В результате этого одного процесса мы имеем два периода полураспада в-излучения и четыре энергии г-квантов. Ядерная изомерия широко применяется при создании искусственных источников г-квантов, в большинстве которых используется в- - распад радиоактивного изотопа. Например, широко применяемый в рудной геофизике источник 75Se, испускает г-кванты четырех энергий: 76 Кэв (11%), 138 Кэв (18%), 270 Кэв (60%) и 400 Кэв (11%).

Нейтронное излучение.

Нейтрон представляет собой нейтральную по заряду элементарную частицу, которая совместно с протоном входит в состав ядер атомов. Масса нейтрона примерно равна массе протона, в свободном состоянии неустойчив и распадается по схеме n > p + e- + г-квант с периодом полураспада 11,7 минут. Поскольку, в целом, нейтроны электронейтральны, они в сравнении с другими элементарными частицами, проходят значительные расстояния в веществе.

Энергия нейтрона обусловлена его кинетической энергией и связана со скоростью движения нейтрона в вакууме эмпирическим соотношением

где: Е - энергия нейтрона, эВ; V - скорость движения, м/сек.

В зависимости от энергии, нейтроны подразделяются на: холодные (с энергией менее 0,025 эв), тепловые (?0,025 эв), надтепловые (0,03 ч 100 эв). Эта классификация принята в ядерной энергетике. В физике высоких энергий принята следующая классификация нейтронов: резонансные нейтроны (1 ч 100 эв), медленные (0,1 ч 1000 эв), промежуточные (1 ч 500Кэв), быстрые (0,5 ч 10 Мэв) и очень быстрые (более 10 Мэв).

В силу электронейтральности, нейтроны в веществе взаимодействуют только с ядрами атомов. С электронами атомов нейтроны практически не взаимодействуют потому, что масса нейтрона на три порядка больше массы электрона.

Гамма-излучение.

г-излучение - самопроизвольный процесс перехода ядра из возбужденного состояния в основное, или менее возбужденное, сопровождающееся испусканием кванта коротковолнового электромагнитного излучения. б - и в-распады сопровождаются испусканием г-квантов. Кинетическая энергия б - и в-частиц очень велика (Мэв), а энергетические уровни в ядре - квантованы (т.е. имеют строго определенные значения) и маловероятно, чтобы ядро пришло в стабильное состояние после испускания элементарной частицы. Поэтому при б - и в-распадах, для того чтобы ядро пришло в стабильное энергетическое состояние, распады сопровождаются испусканием г-квантов. Энергия г-квантов определяется разностью энергий между уровнем энергии после испускания частицы и стабильным энергетическим уровнем ядра. Следовательно, энергетический спектр гамма-излучения для каждого изотопа строго индивидуален (характерен) и имеет строго определенные энергии. Для естественных радиоактивных элементов после б - распада обычно испускаются г-кванты с энергией не выше 0,5 Мэв, после в-распада, энергия г-кванта может быть больше и достигает 2 ч 2,5 Мэв.

Нет принципиальной разницы между квантами видимого света (оптических) и г-квантами - это кванты электромагнитного излучения. Различие между ними только в частоте излучения, т.е. в энергии. Можно условно подразделить кванты по энергии на следующие типы: оптические ( до 1 эв), ультрафиолет ( до 1 Кэв), рентгеновские ( до 100 Кэв) и гамма-кванты (свыше 100 Кэв). Источником оптических квантов являются процессы, происходящие в валентных электронах атома, ульрафиолетового излучения - процессы, происходящие на электронных уровнях, следующими за валентными.

Происхождение рентгеновского излучения обусловлено процессами, происходящими на наиболее близко расположенных к ядру атома внутренних электронных оболочках. Энергия этих трех излучений (оптического, ультрафиолетового и рентгеновского) определяется энергией связи электронов с ядром атома, т.е. потенциалом ионизации данной электронной оболочки. Источником г-квантов являются процессы, происходящие в самом ядре.

Энергетические уровни электронных оболочек и ядра строго определены для каждого атома (или кристаллической решетки вещества). Говорят, что они характерны для каждого вещества. Следовательно, изучая энергетические спектры вышеперечисленных излучений, можно точно определить тип вещества, а по интенсивности излучения можно перейти к количественным определениям этого вещества (определить концентрацию данного вещества). С этой целью в ядерной геофизике, помимо изучения гамма-излучения, очень широко применяется исследование рентгеновского (характеристического) излучения.

2. Взаимодействие радиоактивных излучений с окружающей средой

Взаимодействие заряженных частиц.

К заряженным частицам относятся б- и в - частицы. б-частица представляет собой ядро гелия (4He2+), масса б-частицы составляет 4 а.е.м.( по меркам микромира это огромная величина), заряд - +2.. Масса электрона (позитрона) примерно в 7300 раз меньше массы б-частицы, а заряд в-частицы, равный по модулю заряду электрона, равен ±1. Энергия заряженной частицы - кинетическая энергия, которая пропорциональна массе частицы и квадрату скорости ее движения.

Будучи электрически заряженными, частицы взаимодействуют с кулоновскими полями ядра и электронов атома вещества. Необходимо отметить, что ядро занимает ничтожно малый объем атома (примерно 10-12 части объема атома), поэтому вероятность взаимодействия заряженной частицы с кулоновским полем ядра невелика. В результате взаимодействия частицы вызывают ионизацию окружающей среды, т.е. образование положительных ионов и свободных электронов вследствие вырывания электронов из внешних оболочек атомов. При ионизации вещества происходит потеря части энергии (скорости) заряженной частицы в каждом акте взаимодействия. После некоторого числа взаимодействий энергия (скорость) заряженной частицы уменьшается практически до нуля и происходит ее нейтрализация путем присоединения электронов для б-частицы или присоединения электрона к иону для в-частицы. Таким образом, при каждом акте взаимодействия происходит замедление частицы, т.е. частица имеет отрицательное ускорение. Известно, что при движении заряженной частицы с ускорением, частица начинает излучать энергию, что приводит к потере энергии частицы. Следовательно, при взаимодействии заряженной частицы с веществом имеют место быть ионизационные и радиационные потери энергии.

Радиационные потери пропорциональны квадрату ускорения. Учитывая, что ускорение a = F/M, где F - сила, действующая на частицу массой М, получим, что радиационные потери при рассеянии на кулоновском центре пропорциональны (Ze - заряд центра). Отсюда следует, что радиационные потери для б-частицы примерно в 108 раз меньше, чем для в-частицы (т.к. масса б-частицы примерно в 104 раз больше массы электрона). Для в-частицы радиационные потери пропорциональны EZ2, а ионизационные - Z, поэтому отношение радиационных потерь энергии Eр к ионизационным Еи оказывается пропорциональным EZ:

где энергия в-частицы дана в Мэв. Следовательно, для основных породообразующих элементов (Z = 8 ч 20) при значениях энергии в-частицы, характерных для естественных радиоактивных элементов 0.1 ч 2 Мэв, Еи / Ер > 10. Таким образом, для заряженных частиц характерны ионизационные потери.

Количественными характеристиками потерь энергии частицы служит величина удельных потерь энергии (dE/dx) (т.е. потери энергии на единицу длины пути частицы) и пробег частицы L в веществе (полный путь частицы в веществе).

Линейный пробег в воздухе б-частицы в области энергий 4 Мэв < Eб < 9 Мэв, характерной для естественных радиоактивных элементов, приближенно выражается: и составляет от 2.5 до 9 см. Зная пробег б-частицы в воздухе, легко найти ее пробег в любом другом веществе. Например, пробег в алюминии RAL относительно пробега в воздухе RO можно записать так:

где: с - плотность; А - атомный вес. Атомный вес воздуха (28% кислорода и 72% азота) равен 14.4, плотность воздуха 0.0013 г/см3, для алюминия: плотность 2.7 г/см3, А равняется 27. Подставляя эти значения, получаем, что пробег б-частицы в алюминии равен десяткам микрон.

Т.к. масса б-частицы почти на 4 порядка больше массы электрона, то направление движения б-частицы при соударении с электронами практически не меняется.

в-частицы, ввиду малой массы электрона, при соударении сильно отклоняются от первоначального направления, и их траектория представляет ломанную линию. Поэтому полный максимальный пробег частицы по прямой от начала до конца (эффективный пробег Rm) гораздо меньше длины траектории по ломанной. Величина массового эффективного пробега моноэнергетических электронов (в г/см2) находят по формулам:

Величина Rm есть массовая толщина такого слоя вещества, необходимая для полного поглощения электронов данной энергии. Однако из-за сложного характера траекторий пробег большинства электронов в веществе гораздо меньше Rm. Для сравнения, пробег в-частицы в воздухе составляет, в зависимости от энергии, от единиц до десятков метров.

Удельная потеря энергии оценивается следующим выражением:



где: Ne - концентрация электронов в веществе; q - заряд частицы; v - скорость движения частицы; A - число Авогадро; д - плотность вещества; М - атомная масса; Z - заряд ядра.

...