第二章 放射性探测

液体或气体中放射性核素的含量大都以质量浓度 B 表示， B 是放射性核素 B 的质量 与混合物体积之比，在 SI 制中，单位为 kg/m3、g/m3、mg/m3、ng/m3（仅适用于气体样品。 CGS 制中单位为 g/L、mg/L、g/L，两种单位可共用，它们的关系为 1kg/m3=1g/L ; 1g/m3=1mg/L ; 1mg/m3=1g/L 但液体和气体中放射性核素氡的含量是用放射性活度浓度表示的。放射性活度浓度系 指样品中氡的放射性活度 A 与该样品体积之比，在 SI 制中其单位为 Bq /L。 3.照射量和照射量率 照射量是度量射线所产生的电离效应的物理量。在标准状态下 X 射线或γ 射线使质量 为 dm 的干燥空气释放出来的全部电子（正、负电子）被空气完全阻止时，在空气中产生的 同一种符号离子的总电荷的绝对值 dQ 与空气质量 dm 之比， 称为照射量 X， 即 X= dQ/ dm。 其 SI 单位为 C/kg（库/千 克 ） 。 是指单位时间的照射量。即 X dX / dt 。其 SI 单位为 A/kg（安/千 克 ） 照射量率 X 。由 于照射量率与射线强度 （单位时间内垂直入射到物质单位截面的射线能量） 有近于正比的关 系，故它也可以作为衡量射线强度的单位。 2.1.4 放射性核素在自然界中的分布 自然界中的岩、矿石均不同程度地具有一定的放射性，它们几乎全部是铀、钍、锕 及钾的同位素 40 K 及其衰变产物引起。表 3.2.1 所示为岩石中各类放射性核素的平均含 量及钍铀（含量）比（钍铀比是一个重要参数，研究其分布有助于解决诸如划分岩体、 指示找矿方向等问题） 。从表中可以看出，对岩浆岩而言，放射性核素的含量以酸性岩最 高，并随岩石酸性的减弱而逐渐降低。对同一类型的岩浆岩而言，年代愈新，放射性核 素含量愈高。在花岗岩侵入体内部，不同期次，不同相以及不同岩脉中放射性核素含量 都有差异。 沉积岩中放射性核素的含量取决于岩石中的泥质含量。 这是因为泥质颗粒吸附放射性核 素的能力很强，而且泥质颗粒细，沉积时间长，有充分的时间让铀从溶液中析出；此外，泥 质沉积物中较多的钾矿物也导致放射性核素含量的增高。 所以， 尽管总的来说沉积岩比岩浆 岩的放射性核素含量低，但在页岩、泥质砂岩和粘土中放射性核素含量还是很高的。一般情 况下，粘土、淤泥、泥质页岩、泥质板岩、泥质砂岩、火山岩、海绿石砂和钾盐等的放射性 核素含量高；砂、砂岩和带有泥质颗粒的碳酸盐类岩石次之；白云岩、
T1 / 2 0.69315 /
（3.2-2）
一般来说， 对于一定量的放射性核素， 当其残留的原子核数为起始原子核数的千分之一 时，就可以认为全部衰减完了，这个时间应是该核素半衰期的十倍。
2.1.2 射线与物质的相互作用 1. α 射线、β 射线与物质的相互作用 使之获得能量， 从原子中逸出， 成为自由电子 ， α 粒子可与原子中的壳层电子发生作用， 而原子则变成带电的离子， 这种效应称为电离。 如果壳层电子获得的能量不足以克服原子对 它的束缚，它就只能跃迁到较高的能级，使原子处于激发态，这种效应称为激发。 β 粒子的质量很小，它与原子的壳层电子或原子核作用时，容易改变自身的运动方向， 但变向前后的总动能不变，这种现象称为弹性散射。当快速 β 粒子掠过原子核附近时，由于 受核库仑力的阻滞而突然减速，使其一部分动能转变为电磁辐射，称为轫致辐射。 β 粒子也能使物质电离和激发， 但与α 粒子相比，它在物质中通过单位距离所生成的离 子数大约少一百倍。但其穿透能力却比α 粒子强一百倍左右。 2. γ 射线与物质的相互用用 天然放射性核素放出的 γ 光子的能量范围大致为（ 0.0n ~ n ）MeV，它与物质作用时， 主要产生三种效应： （1）光电效应 低能量（ 0.5MeV ）的 γ 光子与物质作用时，可将其能量全部转移 给原子中的一个壳层电子而自身被吸收， 该电子耗去一部分能量克服原子的束缚而逸出， 成 为光电子，另一部分能量则成为光电子的动能，这种作用称为光电效应（图 3.2.1(a)） 。
A 而具有确定质子数、中子数和核能态的原子则称为核素，以符号 Z X 表示它们的原子核，其
2 3 中 X 是原子所属化学元素的符号。 例如， 氢元素有三种核素： 氢 （1 1 H ）、氘（ 1 H ）、氚（ 1 H ）。
这些质子数相同而中子数不同的核素， 在元素周期表中占有同一位置， 因此它们都是氢元素 的同位素。 某些核素的原子核不稳定， 能自发地放出射线而变成另一种核素的原子核， 这种现象称 为放射性衰变。具有不稳定原子核的核素称为放射性核素。 放射性衰变有三种类型。一种是从原子核内放出α 射线，称为 α 衰变。α 射线是高速的 氦核（ 4 2 He ）流，某一放射性核素的原子核经 α 衰变后，将转换为原子序数减少 2、质量数 减少 4 的新核素的原子核。另一种是从原子核内放出 β 射线或俘获一个轨道电子，称为 β 衰变，其中常见的是 β - 衰变。 β 射线是高速运动的电子流。经 β - 衰变产生的新核素，其原 子序数比原核素增加 1，但质量数不变。还有一种是从原子核内放出 γ 射线，称为 γ 衰 变 。 γ 射线是一种波长极短的电磁辐射。当核素发生 α 衰变或 β 衰变时，所形成的新核素的原子 核往往处于高能量的激发能级，它们就会以发射 γ 光子的形式释放一定的能量，跃迁到能 量较低的激发能级或能量最低的基级。由于 γ 衰变只是能量状态的变化，因此跃迁后原子 核的质量数和原子序数都保持不变。 放射性衰变所产生的新核素也常常具有放射性， 因而可 以继续衰变，直至最后形成某一稳定的核素为止。 若以 N 0 和 N 表示某放射性核素在时间 t 0 和 t 时的原子核数， 则其衰变规律可表示为
表 3.2.2 各种水中氡、镭和铀的含量 放射性核素 含 量 水 地表水 海洋、河 湖 沉积岩 地下水 酸性岩浆岩 铀矿床 (Bq/L) 0 0 22.2~55.5 370 1850~370 （g/L） (1~2)10-13 10-12 (2~300) 10-12 (2~4) 10-12 (6~8) 10-12 (g/L) (6~20) 10-7 810-6 （2~50）10-7 (4~7) 10-6 (8~600) 10-6 Rn(氡) Ra（镭） U(铀)
表 3.2.1 岩石中各类放射性核素的平均质量分数（%）及钍铀比 放射性核素 岩石种类 酸性岩 （花岗岩、流纹岩） 中性岩 （闪长岩、安山岩） 基性岩 （玄武岩、苏长岩、辉绿岩） 超基性岩 （纯橄榄岩、橄榄岩、辉岩） 沉积岩 （页岩、片岩） 3.210-4 1.110-3 1.010-10 6.510-16 2.410-14 2.28 3.4 3.010-7 5.010-7 1.010-11 6.510-18 2.210-15 3.010-2 1.67 5.010-5 3.010-4 2.710-11 1.710-16 5.910 15 8.310-1 3.75 1.810-4 7.010-4 6.010-11 3.910-16 1.310-14 2.31 3.9 3.510-4 1.810-3 1.210-10 7.610-16 2.610-14 3.34 5.15
238 92 U 232 90Th 226 88 Ra 222 86 Rn 210 84 Po 40 19 K
Th/U （钍铀比）
（铀）
（钍）
（镭）
（氡）
（钋）
（钾）
石灰岩、某些砂和砂岩再次之；石膏、硬石膏和岩盐最低。 变质岩中放射性核素的含量与它们在原岩中的含量及变质过程有关。 由于铀、 钍等核素 在变质过程中容易分散，故变质岩一般比原岩的放射性核素含量低。 天然水中放射性核素含量很少，通常只含铀、镭和氡，很少含钍和钾（表 3.2.2） 。岩石 中的氡易溶于水， 流经岩石破碎带的水可以溶解大量氡气， 造成水中镭含量正常而氡浓度增 大的状况，这将有助于圈定岩石破碎带。
图 3.2.1
γ 射线与物质的相互作用
（2）康普顿效应 能量较高（ 0.5 ~ 1.02MeV ）的 γ 光子可以直接与原子中的壳层电子 （有时也与自由电子）发生弹性碰撞。碰撞后光子损失能量，从而改变运动方向；电子获得 能量从原子中飞出。这种现象称为康普顿效应（或康普顿散射） 。从原子中逸出的电子称为 反冲电子，改变了运动方向的 γ 光子称为散射光子，见图（3.2.1(b)） 。 （3）电子对效应 能量大于 1.02MeV 的 γ 光子经过物质的原子核（特别是重原子核） 附近时， 有可能在核库仑场作用下被吸收而失去全部能量， 转化成一个正电子和一个负电子 。 这种作用称为电子对效应（图 3.2.1(c)） 。 天然放射性核素产生的 γ 射线在岩石中的作用以康普顿效应为主。 γ 射线通过物质时， 也能产生电离作用。但在单位距离上所生成的离子对大约只有 β 射线的百分之一，而其穿透 能力却胜过 β 射线的一百倍。在岩石和覆盖层中， γ 射线一般能透过 0.5~1m， β 射线能透 过几 mm，而 α 射线只能穿透 30μm 。 2.1.3 核辐射测量常用的量及单位 1. 放射性活度 处于特定能态的一定量放射性核素， 在单位时间内产生自发核衰变或跃迁的次数， 称为 放射性活度（A） ， 即 A dN / dt 。 在 SI 制中，活度的单位为 Bq（贝可[勒尔]）， 1Bq 是指一定量的核素每秒产生一次核衰 变，即 1Bq=1s-1。 2. 质量分数、质量浓度和放射性活度浓度 固体物质中放射性核素的含量常用质量分数 ω B 表示。 ω B 是放射性核素 B 的质量与混 合物质量之比，在 SI 制中，单位为%，10-6，10-9。
（或能量）的变化，发现 γ 异常或 γ 射线强度（或能量）的增高地段，借以寻找矿产资源、 查明地质构造或解决水文、工程及环境地质问题等。 γ 测量法分为 γ 总量测量和 γ 能谱测量。 γ 总量测量简称 γ 测量，它探测的是地表 γ 射线的总强度，其中包括铀、钍、钾的γ 辐射，但无法区分它们。γ 能谱测量记录的是特征 谱段的 γ 射线，可区分出铀、钍、钾的γ 辐射，故能解决较多的地质问题。下面我们只介绍 γ 总量测量方法。 1.仪器及工作方法 γ 测量使用的仪器是闪烁辐射仪， 它的主要部分是闪烁计数器。 如图 3.2.2 所示，工作时，γ 射线进入闪烁体，使 它的原子受到激发， 被激发的原子恢复 到正常能态时，就会放出光子，出现闪 烁现象。 光子通过光导体到达光电倍增 管的光阴极， 由于光电效应而使光阴极 图 3.2.2 闪烁计数器工作原理图 发出光电子，经各联极的作用，光电子 成倍增长，最后形成电子束，在阳极上输出一个负电压脉冲。入射的γ 线愈强，闪烁体的闪 光次数就愈频繁，单位时间内输出的脉冲数就愈多；入射γ 射线能量愈高，闪光的亮度就愈 大，脉冲辐度也愈大。因此，仪器既可以探测γ 射线的强度，又可以探测 γ 射线的能量。 表 3.2.3 给出了地面 γ 测量常用的比例尺及点、线距，可供水文、工程及环境物探工作 时参考。 表 3.2.3 不同比例尺的地面 γ 测量之点线距
2.2 放射性测量方法及其应用
核物探可分为两大类：一类是天然放射性方法。主要有γ 测量法、 测量法等；另一类 是人工放射性方法，主要有 X 射线荧光法、中子法、光核反应法等。在水文、工程及环境 物探中，目前使用的主要是天然放射性方法。 2.2.1 γ 测量法
γ 测量法是利用仪器测量地表岩石或覆盖层中放射性核素发出的γ 射线， 根据射线强度
2 .1 放射性探测的基本知识
2.1.1 放射性核素及其衰变规律 众所周知， 化学元素的原子是由带正电的原子核和绕核旋转的壳层电子组成， 而原子核 又由质子和中子组成，质子带正电、中子不带电。以电子所带的电荷为单位量，则质子带一 个单位的正电荷。通常用字母 Z 表示原子核的质子数，称为原子序数；字母 N 表示中子数； 字母 A 表示核内质子和中子的总数，称为质量数。具有确定质子数的一类原子称为元素。
N N 0 e - t
-1
（3.2-1）
式中 称为衰变常数（单位为 S ） ，表示该核素中每个原子核单位时间内衰变的几率。 越大，衰变越快。负号表示原子核数 N 随时间的延长而减少。 通常还用一种称为半衰期的量来表示核素衰变的快慢。 半衰期 T1 / 2 是指处于特定能态的 某种放射性核素的原子核减少一半所需要的时间（单位为 s） 。由 （ 3.2-1）可导出半衰期与 衰变常数的关系
第二章
放射性探测
根据岩石中天然放射性元素含量及种类的差异， 以及在人工放射源激发下岩石核辐射特 征的不同， 用以寻找矿产资源及解决包括水文、 工程环境质在内的某些地质问题的地球物 理方法，称为核地球物理勘探，简称核物探。放射性探测则是核物探中利用岩石天然放射性 的一类分支方法。 放射性元素的衰变不受其自身化学状态、温度、压力和电磁场等的影响，因此放射性探 测的成果比较直观，容易解释。与其它物探方法相比，放射性探测还有成本低、效率高、方 法简便、不受环境干扰等突出的特点，因此在地质工作中已得到广泛的应用。