Студопедия Главная Случайная страница Обратная связь

Разделы: Автомобили Астрономия Биология География Дом и сад Другие языки Другое Информатика История Культура Литература Логика Математика Медицина Металлургия Механика Образование Охрана труда Педагогика Политика Право Психология Религия Риторика Социология Спорт Строительство Технология Туризм Физика Философия Финансы Химия Черчение Экология Экономика Электроника

Измерение радиоактивных излучений




Доверь свою работу кандидату наук!
Поможем с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой

Измерение a-, b- и g-излучения основано на воздействии его на вещество. Воздействие может заключаться в ионизации газа, в сцинтилляции (свечении) прозрачных кристаллов, в изменении электропроводности полупроводников. Соответственно различают ионизационные, сцинтилляционные и полупроводниковые приборы. В этих приборах энергия радиоактивной частицы преобразуется в энергию импульса; количество импульсов за единицу времени соответствует радиоактивности вещества, а амплитуда импульса – энергии радиоактивной частицы. Для регистрации нейтронов используются те же приборы, но в вещество детектора добавляются элементы (Li, В), которые аномально поглощают нейтроны, испуская при этом вторичное гамма-излучение, которое и регистрируется прибором.

Поле радиоактивного излучения характеризуется потоком частиц N или интенсивностью излучения J.

Поток численно равен количеству частиц, проходящих через единичную площадку за единицу времени.

Интенсивность – это поток энергии

где Ni поток i-x частиц с энергией Ei.

Приборами измеряются как интегральные потоки и интенсивности (радиометры), так и потоки и интенсивности излучений по интервалам их энергий (спектрометры).

Измеряемой оценкой интенсивности излучения является мощность экспозиционной дозы. Мощность дозы в единицах СИ измеряется в ампер на килограмм (А/кг). Внесистемная единица – рентген в секунду: 1 Р/с=2,58 А/кг. В геофизической практике пользуются единицей мкР/ч. МкР/ч – это мощность экспозиционной дозы гамма- и рентгеновского излучения, которое совместно с возникающим в веществе вторичным корпускулярным излучением образует в 1 см3 свободного от водяных паров воздуха (при температуре 0°С и давлении 760 мм рт. ст.) 2,083×103 пар ионов за час.

 

1.5. Естественная радиоактивность горных пород

Естественная радиоактивность верхней оболочки Земли обусловлена присутствием в слагающих ее горных породах и минералах большого количества неустойчивых (радиоактивных) изотопов различных легких и тяжелых элементов (табл. 1.2). По условиям возникновения и нахождения в земной коре естественные радиоактивные элементы могут быть разделены на четыре группы.

Первая группа – долгоживущие радиоактивные элементы (тяжелые), образовавшиеся в начальный (догеологический) этап развития планеты и являющиеся родоначальниками трех естественных радиоактивных семейств. Содержание этих элементов в земной коре (при отсутствии дополнительных эпох нуклеосинтеза) постепенно уменьшается в соответствии с периодами их полураспада.

Вторая группа – короткоживущие радиоактивные элементы – дочерние продукты распада урана, актиноурана и тория, входящие в состав этих семейств. Присутствие в земной коре многочисленной группы этих элементов, являющихся основными b- и g-излучателями горных пород, полностью зависит от содержания родоначальников семейства. Избирательное отделение дочерних элементов (Io, Ra, Rn и др.) в результате каких-либо геохимических процессов (выщелачивания, эманирования и др.) приводит к их сравнительно быстрому (в геологическом понимании) исчезновению (распаду).

Третья группа – долгоживущие одиночные (легкие и тяжелые) радиоактивные изотопы ( , , и др.), не образующие семейств и возникшие в начальную (догеологическую) эпоху развития Земли. Их содержание в земной коре постепенно уменьшается со скоростью, определяющейся периодом полураспада изотопов.

Четвертая группа – радиоактивные изотопы (преимущественно легкие и короткоживущие ), возникающие в атмосфере, гидросфере и литосфере земной коры в результате взаимодействия космических частиц с атомными ядрами вещества Земли.

Таблица 1.2 – Радиоактивные элементы земной коры и константы их распада

Элемент Содержание изотопа в природной смеси элемента, % Содержание изотопа в земной коре Тип распада Энергия частиц и g-квантов, кэВ Конечный продукт распада Т1/2, лет
Уран, 99,37 2,6×10-4×0,993 a-распад 4,49×109
Радий, - - a-распад -
Актиноуран, 0,73 2,6×10-4×0,0073 a-распад 7,13×108
Торий, 11,3×10-4 a-распад 1,40×1010
Калий, 0,011 2,5×0,00012 b-распад К-захват g-1460 b-1330 1,47×109 1,24×1010
Рубидий, 27,2 0,009×0,272 b-распад b-274 5×1010 или 4,7×1010
Индий, 95,72 1×10-8×0,957 b-распад - 6,0×1014
Олово, 6,11 2,2×10-4×0,061 2b-распад - 2,4×1017
Лантан, 0,089 3 10-3×0,00089 b-распад К-захват 1,1×1011
Самарий, 14,97 7×10-4×0,149 a-распад b-распад - 1,05×1011
Неодим, 5,62 3,2×10-3×0,056 b-распад - l×10l6
Лютеций, 2,59 6,5×10-5×0,025 b-распад К-захват 2,1×1010
Рений, 62,93 7×108×0,629 b-распад 1,2×1011
Радиоуглерод, - - b-распад

 

Число радиоактивных элементов в догеологическую стадию развития Земли было, по-видимому, значительно большим, но многие радиоактивные изотопы с периодом полураспада (3-5)×108 лет к настоящему времени полностью или почти полностью распались. Основная доля радиационного излучения горных пород земной коры связана с радиоактивным распадом элементов трех радиоактивных семейств (U, AcU, Th и дочерних продуктов) и калия. Более 99 % радиогенного тепла, генерируемого в недрах планеты, также обусловлено этими элементами.

Значение других менее распространенных или менее радиоактивных изотопов в общем балансе радиоактивности незначительно. Распад ядер этих элементов используется главным образом для определения радиогеологического возраста горных пород и минералов.

Фактически с помощью измерения такого физического явле­ния, как радиоактивность, изучается геохимия радиоактивных элементов, радиогеохимические закономерности формирова­ния и изменения горных пород.

 

1.4.1. Формы нахождения радиоактивных элементов в горных породах

Элементы уран и торий входят в семейство актиноидов, переходных элементов, у которых достраивается глубоко расположенный 5f-уровень, подобно тому как в семействе лантаноидов (редкоземельных элементов) достраивается 4f-уровень, а у элементов группы железа – 3d-уровень. Принадлежность U и Th к переходным элементам определяет широкий спектр проявления их геохимических свойств.

1. В связи с тем, что происходит заполнение внутренней электронной оболочки, все актиноиды имеют близкие химические свойства и практически одинаковые радиусы ионов. Так, радиусы Th4+ и U4+ равны соответственно 0,99 и 0,93 А°. Это определяет близкое геохимическое поведение урана и тория, вхождение их в качестве изоморфных примесей в одни и те же минералы, замещение друг друга в собственных ми­нералах.

2. Характерны явления изоморфизма урана и тория с редкоземельными элементами (церий, лантан, неодим и др.).

3. Помимо сходства с лантаноидами, уран и торий имеют близкие химические свойства с переходными элементами других периодов: Ti, Zr, Hf, V, Nb и Та; уран, кроме того, – Сr, Мо и W.

Химическая похожесть названных элементов с радиоактивными позволяет, с одной стороны, объяснить повышенную радиоактивность минералов или горных пород, содержащих эти элементы. С другой стороны, по содержаниям урана и тория, которые легко определяются в силу их радиоактивно­сти, можно оценить содержание других химически похожих на них элементов.

Большой размер ионов урана и тория определяет их по­вышенную способность к сорбции на поверхности твердых тел.

Различие между ураном и торием проявляется в том, что уран, кроме четырехвалентного состояния, когда его свойства близки к торию, может находиться также в шестивалентном состоянии. При свободном доступе кислорода шестивалент­ный уран находится в форме комплексного катиона уранила – (UO2)2+ большого размера, благодаря чему он не может за­мещать другие катионы в минералах.

Соотношение U4+ и U6+ определяется окислительно-вос­становительным потенциалом среды. В общем уран в шести­валентном состоянии более подвижен, чем в четырехвалент­ном.

В горных породах уран и торий присутствуют в трех фор­мах:

1) в виде собственных минералов; наиболее распростра­нены торианит, уранинит, торит и др.;

2) в виде изоморфной примеси в минералах;

3) в рассеянной форме: в дефектах структур породообразующих минералов, в адсорбированном состоянии на поверхности минеральных зерен и в микротрещинах.

В связи с низкими, порядка 10-4 %, содержаниями урана и тория в горных породах преобладают третья и вторая формы их нахождения. Следует отметить, что в рассеянной форме уран и торий наиболее подвижны, наиболее способны к выщелачиванию метаморфическими и гидротермальными растворами.

Калий в силу относительно высокого содержания в поро­де образует в основном собственные минералы (табл. 1.3). Повышенное его количество отмечается в калиевых слюдах и полевых шпатах, в глинистых минералах.

 

Таблица 1.3 – Содержание калия в породообразующих минералах

Минерал К, % Минерал К, %
Кварц 0,09 Слюды:
Полевые шпаты: биотит 8,25
ортоклаз 11,8 мусковит 9,32
микроклин 10,9 флогопит 8,66
плагиоклаз 0,54 лепидолит 8,04
глауконит 5,08 хлорит 0,04

 

1.4.2. Радиоактивность магматических горных пород

Поведение урана и тория в магматическом процессе во многом определяется их литофильными свойствами, сравни­тельно низкими содержаниями и ассоциацией с более распространенными редкоземельными элементами.

Литофильные свойства урана и тория проявляются в их высоком сродстве к кислороду. Все собственные минералы урана и тория имеют в своем составе кислород. В этом уран и торий сходны с другими литофильными элементами, такими как кремний, алюминий, натрий и калий, и отличаются от элементов сидерофильных (Fe, Co, Ni, Pt и др.) или халькофильных (Си, Ag, Pb, Zn и др.), которые могут образовывать сульфидные соединения или находиться в самородном состоянии.

Литофильность всех трех радиоактивных элементов опре­деляет согласованное их поведение в магматических процес­сах и главную закономерность магматических пород: содер­жание урана, тория и калия и общая радиоактивность пород коррелируются с их кремнекислотностью. Наиболее радиоактивными являются кислые разности пород, наименее – основные и ультраосновные (табл. 1.4).

 

Таблица 1.4 – Среднее содержание радиоактивных элементов

в изверженных породах

Породы U, 10-4 % Th, 10-4 % Th/U К, %
Кислые 3,5 5,1 3,34
Средние 1,8 3,9 2,3
Основные 0,5 3,7 0,83
Ультраосновные 0,003 0,005 1,7 0,03

 

Отношение тория к урану является хорошим показателем конкретных условий образования породы. В общем для магматических пород это отношение порядка четырех (см. табл. 1.4). Исключением являются ультраосновные породы, в большей степени обедненные торием, нежели ураном. Возрастание в среднем этого отношения в кислых разновидностях пород объясняется уже отмеченной большей подвижностью урана в конце магматического процесса.

Эффузивные породы, как правило, отличаются более высокой радиоактивностью в сравнении с интрузивными аналогами. Происходит это преимущественно за счет урана, который в условиях медленной кристаллизации интрузивных пород имеет больше возможности к миграции. В силу этого эффузивные аналоги отличаются в среднем более высокими торий-урановыми отношениями.

 

1.4.3. Радиоактивность осадочных пород

Содержание радиоактивных элементов в осадочных породах в среднем более низкое, чем в магматических (табл. 1.5). Это связано со значительной дифференциацией радиоактивного вещества при разрушении магматических пород и осадконакоплении. Особенно это касается тория, который может обособляться в монацитовых и циркониевых россыпях, содержащих торий до 10 %. В силу этого осадочные отложения в целом характеризуются более низкими торий-урановыми отношениями (<3,7) по сравнению с магматическими.

 

Таблица 1.5 – Содержание радиоактивных элементов

в осадочных отложениях континентальной части земной коры

Группы пород К, % U, 10-4 % Th, 10-4 % Th/U
Песчано-глинистые 1,5-2,7 2,4-4,0 9,0-11,5 2,9-3,7
Кремнистые 0,3-1,1 1,7-2,8 2,2-6,2 1,2-2,2
Карбонатные 0,3-0,8 1,6-7,8 1,8-11,9 0,8-1,5
Соленосные 0,02-10×n 0,9-1,0 1,0 1,0-1,1

Генеральной закономерностью осадочных пород является значительно более низкая радиоактивность кремнистых и карбонатных разностей пород (мергели, доломиты, кремнистые сланцы) по сравнению с терригенными (песчано-глинистыми) разностями. Особенно низким содержанием в этих породах отличаются К и Th. Эта закономерность проявляется как для отдельных разновидностей пород, так и в вариациях содержания радиоактивных элементов в кремнисто-глинистых или известковисто-глинистых породах в зависимости от соотношения глинистого, известковистого или кремнистого компонентов в горной породе. Наблюдаемое часто повышенное содержание урана в карбонатных породах связано с их битуминозностью.

Для терригенных отложений в ряде случаев наблюдается зависимость радиоактивности от степени дисперсности осадков. Содержание радиоактивных элементов и общая радиоактивность растут от песчанистых разностей к песчано-глинистым и максимальны для глинистых разностей пород. Это обстоятельство позволяет в случае песчано-глинистых разрезов определять степень глинистости пород по их радиоактивности, тем самым разделяя песчанистые пористые породы, которые могут служить коллектором для нефти, газа и воды, от глинистых пород, спо­собных выполнять роль экрана.

Повышенная радиоактивность глин связана с их высокой способностью сорбировать катионы, особенно с большими зарядами, каковыми являются ионы тория и урана, а также с содержанием калия в глинистых минералах. Однако закономерности радиоактивности терригенных пород чаще всего не так просты.

Причиной отклонения от общих закономерностей служат конкретные условия выветривания и осадконакопления, индикаторами которых и являются радиоактивные элементы.

При выветривании горных пород основная часть тория и калия мигрирует с обломочным материалом и тонкими взвесями. Акцессорные минералы, в которые торий и уран входят в качестве изоморфных примесей, а также ториевые и калий-содержащие (калишпат, гидрослюды) минералы относительно устойчивы в зоне выветривания. Наибольшей подвижностью обладают уран и торий, рассеянные в кристаллах породообразующих минералов и находящиеся в сорбированном состоянии. Уран в сравнении с торием отличается значительно большей растворимостью, так как присутствует в зоне гипергенеза преимущественно в шестивалентной подвижной форме. Большинство закономерностей в поведении радиоактивных элементов в седиментационном процессе может быть объяснено следующими обстоятельствами: а) преимущественной миграцией тория и калия в твердом состоянии в виде частиц и взвесей, а урана – в растворе; б) высокой способностью ионов тория и урана сорбироваться на заряженной поверхности глинистых минералов, органики, фосфоритов, гидроокислов железа, алюминия, марганца и других природных коллоидов; в) способностью урана резко терять свою подвижность при переходе из шестивалентного состояния, в котором он преимущественно находится в растворах, в четырехвалентное, если на пути миграции встречаются восстановительные барьеры, такие как углерод- или пиритсодержащие породы.

В большей мере совпадают области накопления калия и тория. Осадки прибрежных мелководных фаций, формирующиеся в непосредственной близости от области сноса, характеризуются максимальным накоплением калия и тория. В случае полимиктового состава осадков повышенная радиоактивность характерна как для песчанистых, так и для глинистых образований. В глубь бассейна содержание калия и тория уменьшается и переходные фации характеризуются пониженной радиоактивностью. В направлении от береговой линии калийсодержащие глинистые минералы (гидрослюды, глауконит) сменяются бескалиевыми, преимущественно монтмориллонитами.

В осадках относительно глубоководных фаций, представленных тонким глинистым материалом, концентрация тория вновь повышается. Это несомненно указывает на различные формы поступления его в седиментационный бассейн, с одной стороны, в виде обломочных минералов, определяющих накопление тория в мелководных прибрежных фациях, с другой – в сорбированной форме, обеспечивающей повышенное содержание его в осадках с увеличением количества тонкого глинистого материала. Как правило, содержание тория в глинистых породах относительно глубоководных частей бассейнов выше, чем в песчаниках прибрежной зоны.

Геохимические особенности урана в седиментационных процессах обусловлены тем, что он поступает в бассейн осадконакопления в растворенном состоянии. Определяющим фактором в осаждении урана является содержание в осадках органического вещества. Четкая корреляция содержаний урана и органического вещества является наиболее яркой особенностью осадочных пород.

Возможны следующие механизмы осаждения урана из раствора в осадок органическим веществом: а) процессы сорбции; б) образование ураноорганических соединений; в) восстановление урана в процессе окисления органического вещества.

В современных морских бассейнах существуют две зоны накопления в осадках органического вещества. Первая соответствует относительно глубоководным условиям накопления тонких осадков. Формирование относительно равномерно распределенного в породе органического вещества здесь происходит за счет масс планктона и бентоса. Наблюдается приуроченность органического вещества к глинистой фракции. Вторая зона накопления органического вещества в осадках соответствует условиям фор­мирования мелководных фаций. Органическое вещество в осадках связано с разложением на дне осадочного бассейна различного растительного материала. Распределение органического вещества неравномерное, связь с гранулометрическим составом отсутствует.

Соответственно существуют и две области накопления урана в осадках: прибрежно-морская и глубоководная. В первой содержание урана резко неравномерное, зависимости его от глинистости отложений, характерной для глубоковод­ных осадков, не наблюдается. Глубоководные глинистые осадки характеризуются относительно равномерным и высоким содержанием урана. Наибольшие обуглероженность и ураноносность наблюдаются у пород, формировавшихся в условиях резко восстановительной среды.

Таким образом, для пород переходных условий осадконакопления отмечаются согласованное понижение содержаний всех трех радиоэлементов и низкая радиоактивность в сравнении с породами глубоководных и прибрежных фаций. Последние могут быть распознаны по соотношениям в содержаниях радиоактивных элементов. Во всех случаях глинистые и углеродистые породы характеризуются повышенными содержаниями, по крайней мере, урана и тория; обогащенность их также калием указывает на преимущественно мелководные условия осадконакопления, хотя и в этом могут быть исключения. Чаще всего наиболее согласованные изменения содержания обнаруживаются у Th и К.

 

1.4.5. Изменение радиоактивности пород

в ходе метаморфических процессов

Метаморфизм как процесс приспособления пород к изменяющимся физико-химическим условиям приводит к масштабной миграции петрогенных, рудных и радиоактивных элементов. Содержание последних в метаморфизованных породах за­висит как от радиоактивности исходных пород, так и от сте­пени метаморфизма. Исходная радиоактивность пород в большей степени сказывается преимущественно при слабой степени метаморфогенного преобразования.

Среди метаморфических пород по содержанию урана выделяются две группы образований: слаборадиоактивные (мафические силикатные породы – амфиболиты, амфиболовые сланцы, аподиабазы и др.) и породы с нормальной или слабоповышенной радиоактивностью (некоторые разновидности гнейсов, кристаллические сланцы, метаморфизованные песчаники). При увеличении степени регионального метаморфизма содержание всех радиоактивных элементов понижается.

 







Дата добавления: 2015-08-12; просмотров: 1013. Нарушение авторских прав; Мы поможем в написании вашей работы!

Studopedia.info - Студопедия - 2014-2022 год . (0.022 сек.) русская версия | украинская версия