1.4. Измерение радиоактивных излучений

Измерение -, - и -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 N_i – поток i-x частиц с энергией E_i.

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 - и -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 -квантов, кэВ	Конечный продукт распада	Т1/2, лет
Уран,	99,37	2,610-40,993	-распад	4180 4132		4,49109
Радий,			-распад	4750		1622
Актиноуран,	0,73	2,610-40,0073	-распад	4372		7,13108
Торий,	100	11,310-4	-распад	3990		1,401010
Калий,	0,011	2,50,00012	-распад К-захват	-1460 -1330		1,47109 1,241010
Рубидий,	27,2	0,0090,272	-распад	-274		51010 или 4,71010
Индий,	95,72	110-80,957	-распад			6,01014
Олово,	6,11	2,210-40,061	2-распад			2,41017
Лантан,	0,089	3 10-30,00089	-распад К-захват	1430		1,11011
Самарий,	14,97	710-40,149	-распад -распад			1,051011
Неодим,	5,62	3,210-30,056	-распад			l10l6
Лютеций,	2,59	6,510-50,025	-распад К-захват	89		2,11010
Рений,	62,93	71080,629	-распад	8		1,21011
Радиоуглерод,			-распад	50		5568

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.