Модуль 3. Ядерная геофизика и терморазведка

• Комплексная цель.

Получение слушателями системы знаний о радиоционном и тепловом полях Земли, методах (дистанционных, наземных (полевых) и скважинных) и средствах их изучения для возможной дальнейшей работы в полевых экспедициях, научных лабораториях, вычислительных центрах при проведении научно-исследовательских и производственных геологических работ, включая основные приемы качественной и количественной интерпретации полевых наблюдений и их геологическое истолкование.

• Содержание модуля Ядерная геофизика

Лекция 13. Тема: 0бщие сведения о радиоактивности. Радиометрические методы для решения задач поисков и разведки полезных ископаемых, в геоэкологии, инженерной геологии и др.

Ядерная геофизика – раздел разведочной геофизики, основанный на изучении распределения в земной коре естественных и искусственно созданных радиационных полей, изучаемых двумя основными группами методов: а) радиометрическими, основанными на измерении естественных α-, β-, γ - излучений горных пород и обусловленных кларковыми или аномальными содержаниями в них радионуклидов, или концентрацией изотопов радона в почвенном воздухе, б) ядерно-физическими, предусматривающими поэлементный анализ горных пород путем изучения вызванной радиоактивности.

Поле ионизирующих излучений (естественной радиоактивности) присуще Земле, как космическому объекту, и складывается из: 1) космического излучения, 2) радиоактивного распада элементов земной коры, 3) дегазации радиоактивных газов, выходящих на поверхность (радон Rn, торий Th). В результате на дневной поверхности формируется радиационный фон. В этом фоне доля космического излучения около 50% и составляет 3-6 мкР. С увеличением высоты космический радиационный фон возрастает в среднем на 1,5 мкР на каждый километр отметки рельефа местности. Остальная доля радиационного фона приходится на естественную радиоактивность горных пород. При этом, радиоактивность этих пород неодинакова. Средними (нормальными) по радиоактивности считаются природные объекты, в которых кларковое содержание не превышает 2,5 (2,5 г/т). Повышенная радиоактивность обусловливается наличием урана с соответствующим образованием радиоактивных газов (радона и тория). Тысячная доля содержания урана в общей массе создает радиоактивность в 5 мкР/час. Радиоактивный фон повышается и в участках земной коры, содержащих кроме урана и тория, калий, концентрация которого в земной коре превышает более чем в 2000 раз концентрацию тория и более чем в 10000 раз концентрацию урана.

Радиоактивному распаду подвергается достаточно большое количество химических элементов, в основном с порядковым номером в таблице Менделеева большим 82. Известно более 230 радиоактивных изотопов (ядра атомов различным числом нейтронов). Однако основной вклад в естественную радиоактивность вносят три радиоактивных элемента уран (U), торий (Th) и калий (К). Они находятся в горных породах и других природных объектах в виде изоморфных примесей и самостоятельных минералов. Их вклад следующий: К 60%, U 30%, Th 10%. Интенсивность естественного -излучения (Jγ) наибольшая у К и наименьшая у Th. Излучение происходит при различных энергиях (рис 3.1).

Рис. 3.1. Спектр естественного гамма-излучения

Cуществуют аппаратурные решения, согласно которым энергию γ – излучения можно разделить на спектры (выделить окна). Способ получил название гамма – спектрометрии.

Калий – его материнские породы – преимущественно силикаты магматических пород, полевые шпаты, слюды. Слюды и полевые шпаты преобразуются в различные глинистые минералы. Большая часть калия поступает в породы из водных растворов.

Уран – его материнские породы – силикаты магматических пород. Высокая миграционная способность благодаря образованию хорошо растворимого урания – иона ИО .

Торий – его материнские породы – силикаты магматических пород. Соединения Th нерастворимы, при выветривании они концентрируются в бокситах, тяжелых и глинистых минералах.

Следует отметить, что -излучение имеет наибольшее значение при формировании естественной радиоактивности, поскольку при взаимодействии с веществом испытывают сильное кулоновское взаимодействие и обладают очень малой проникающей способностью: задерживаются обычным листом бумаги, - тонкой свинцовой пленкой.

Закон радиоактивного распада выражается формулой:

(3.1), где

dN – число распадающихся ядер из общего количества N за время dt, - постоянная распада. связана с другой единицей Т_1/2 – периодом полураспада соотношением:

Т_1/2 = (3.2).

Закон радиоактивного распада описывает последовательное превращение одних элементов в другие и заканчивается образованием устойчивых нерадиоактивных изотопов. Основными являются ряды U и Th. Они включают до 15 – 18 изотопов конечный продукт – радиогенный свинец.

Родоначальники радиоактивных семейств (U, Th) относятся к долгоживущим элементам. У них Т_1/2 > 10⁸лет. В состав семейств урана входят радий (Ra) с Т_1/2 = 1620 лет и радиоактивный газ радон (Rn) с Т_1/2 = 3,82 суток.

При распаде радиоактивных элементов в радиоактивных рядах возникает состояние радиоактивного равновесия:

(3.3).

Калий ( К) относится к одиночным радионуклидам, у которых радиоактивный распад ограничивается одним актом превращений.

Искусственная (наведенная) радиоактивность преимущественно связана с гамма- и нейтронным излучением.

γ-кванты – электронейтральные частицы, имеющие более высокую проникающую способность, нежели заряженные α- и β-частицы. Они представляют собой поток электромагнитного излучения очень высокой частоты (f > 10¹⁸ Гц). Проникающая способность квантов в воздухе достигает нескольких сотен метров. В природных объектах, в том числе в горных породах, излучение резко ослабляется вследствие процессов фотоэффекта, комптон-эффекта, образования электрон-позитронных пар. Перечисленные процессы происходят при различных энергиях.

Фотоэффект – γ–кванты взаимодействуют с электронной оболочкой атома:

E = hν – E₀ (3.4),

где h = 6,62 Дж*с, ν – частота электромагнитных колебаний, E₀ – энергия связи электрона в атоме. Процесс идет при Е< 0,5 МэВ. Сильная зависимость от Z.

Комптоновский эффект – γ- кванты взаимодействуют с электронами, передавая им часть энергии, а затем испытывая многократные рассеяния. Процесс идет в основном при 0,2< Е< 3 МэВ, именно в области спектра первичного измерения.

Процесс образования электронно-позитронных пар сводится к возникновению последних из фотонов в поле ядер атомов и происходит при энергии Е> 1,02 МэВ.

Таким образом, при различных энергиях γ- кванты взаимодействуют преимущественно с различными мишенями: атомами, электронами, атомными ядрами (рис.3.2).

Рис. 3.2. Спектр многократно рассеянного γ- излучения

Главное значение имеет комптон-эффект. В этом диапазоне энергий интенсивность рассеянного гамма-излучения (J_γγ) зависит от плотности среды. Чем больше плотность, тем меньше J_γγ. В частности, для моноэлементной среды справедлива формула:

(3.5), где

n_e – число электронов в единице объема, N_A – число Авогадро, A – массовое число, Ζ – порядковый номер, δ – плотность.

Так как, условие устойчивости атомных ядер требует:

А = N + P = N + Ζ = 2Ζ (3.6), где

N и P – число нейтронов и протонов в ядре,

то из формул 75 и 76 получаем:

, (3.7).

Единицами измерения радиоактивности являются:

1. Беккерель (Бк), 1Бк = 1 расп/с – системная единица,

2. Кюри (Ки) - внесистемная единица, где 1 Ки = 3,7*10 Бк,

3. Удельная массовая активность Бк/кг – системная единица,

4. Удельная объемная активность Бк/м³ – системная единица,

5. Мощность экспозиционной дозы (А/кг) – системная единица,

6. Микрорентген в час (мкр/час) - внесистемная единица, Нейтронное излучение – возникает при фотоядерных реакциях путем взаимодействия α-частиц с ядрами легких элементов (бериллий, бор и др.). Нейтроны, как и γ-кванты, являются электронейтральными частицами и из всех видов излучений обладают наибольшей проникающей способностью. Разделяются по энергетическому спектру в диапазоне энергий Е = 10⁷ – 10^-3 эВ на: быстрые промежуточные медленные резонансные надтепловые тепловые холодные.

При взаимодействии нейтронов с природными объектами имеют место два основных, разделенных во времени, процесса: 1) замедление быстрых нейтронов (t < 10^-2 c), 2) диффузия тепловых нейтронов (t > 1 c).

Оба процесса сопровождаются ядерными реакциями n-n, n-γ и др. типов (рис. 3.3).

Рис. 3.3. Диаграмма процессов замедления быстрых и диффузии тепловых нейтронов

Характеристика радиоактивных свойств горных пород

Естественная γ – активность пород

Радиоактивность непосредственно в недрах литосферы (в ее верхних слоях), а также на более глубоких горизонтах зависит от содержания в горных породах радиоактивных элементов. То есть, показания метода естественной γ – активности пород определяются массовыми содержаниями естественно радиоактивных элементов (ЕРЭ).

Твердая фаза

Породообразующие и акцессорные минералы главных типов магматических, метаморфических и осадочных пород по степени радиоактивности объединяются в 4 группы:

1 ) Слаборадиоактивные кварц, калиевые полевые шпаты,

(салические минералы) плагиоклаз, нефелин

2 ) Нормальная и биотит,

слабо повышенная амфиболы,

активность (меланократовые пироксены

минералы)

1. Повышенно радио- апатит, эвдиалит,

активные (акцессорные и флюорит, ильменит,

рудные минералы) магнетит и др.

4) Высокорадиоактивные сфен, ортит, монацит,

(более редкие акцессорные циркон, лопарит и др.

минералы)

Тенденция изменения естественной γ – активности у минералов групп различной литологической принадлежности показана на рис. 84.

Увеличение J_γ

м инералы минералы минералы минералы минералы

р удной силикатной углистой карбонатной глинистой

группы группы группы группы группы

Рис. 3.4. Тенденция изменения естественной γ – активности у минералов групп различной литологической принадлежности

Жидкая фаза

Нефть и дисцилированная вода не радиоактивны. Исключение составляют подземные воды радиоактивных месторождений, а также воды сульфатно-бариевого и хлористо-кальциевого составов.

Газовая фаза

Воздух и горючие природные газы (метан, пропан, бутан и др.) не радиоактивны. Это не относится к радиоактивным эманациям, которыми являются радон, торон и актинон и продукты их распада.

Радиоактивность магматических пород

Радиоактивность, в основном, связана с присутствием акцессорных уран- и торий содержащих минералов; от части вызывается собственно урановыми и ториевыми и лишь в небольшой степени обычными породообразующими минералами. К и SiO₂ так же как U и Th концентрируются в конечных продуктах магматической дифференциации, что приводит к повышению γ – активности с их ростом.

Радиоактивность интрузивных и эффузивных пород известково-щелочной серии возрастает от ультраосновных пород к основным, средним и далее к кислым пропорционально увеличению содержания в них кремнезема и калия (рис. 3.5).

Рис. 3.5. Изменение естественной радиоактивности в щелочноземельном ряду магматических пород

eU –урановый эквивалент

б) Интрузивные и эффузивные породы с повышенной щелочностью отличаются более значительной радиоактивностью, чем близкие по кислотности породы известково-щелочной серии. Максимальные концентрации радиоактивных элементов приурочиваются к краевым частям крупных интрузивных тел.

eU изменяется от 3 – 9 до 20 – 30%.

Радиоактивность метаморфических пород

Метаморфические породы в среднем имеют радиоактивность близкую к магматическим породам среднего, основного и ультраосновного составов (eU=2 – 10%). В амфиболитовой стадии eU увеличивается до 15 – 16%. Неодинаковая радиоактивность объясняется различием первоначального химического состава. Чем больше степень метаморфизма массивов, тем меньше средняя концентрация в них урана и тория. В частности, для гнейсов и кристаллических сланцев наблюдается уменьшение содержания урана и тория с ростом метаморфизма. Влияние метаморфизма на концентрацию урана и тория можно проследить от эпидот-амфиболитовой до гранулитовой стадий (рис. 3.6).

Рис. 3.6. Изменение естественной радиоактивности в зависимости от степени метаморфизма пород

Радиоактивность осадочных пород

Естественная радиоактивность (J_γ) осадочных пород изменяется в широких пределах и связана с наличием в их составе уран- и торий содержащих минералов, а также адсорбированных радиоактивных элементов.

По степени радиоактивности их можно разделить на 3 группы:

Низкая радиоактивность: кварцевые пески, известняки, доломиты,

каменная соль, ангидриты, гипсы,

угли, нефтенасыщенные породы.

Повышенная радиоактивность: глинистые разности, всех

терригенных пород.

Высокая радиоактивность: каменные соли, моницитовые и

ортитовые пески, глубоководные и

красные глины.

Содержание U, Th, К зависит от условий образования пород, в частности, наблюдается зависимость γ- активности от глинистости (рис. 3.7).

Рис. 3.7. Зависимость естественной радиоактивности от глинистости осадочных пород

Нейтронные свойства пород

Среди горных пород по воздействию на них нейтронов можно выделить 3 крупные группы: 1) породы высокого водородосодержания, 2) резонансные замедлители, 3) тяжелые замедлители. Основную роль в формировании нейтронных свойств горных пород играют: 1) водород и породообразующие минералы различных классов; 2) содержание химически связанной воды. Показателями нейтронных свойств являются время жизни (τ) и длина замедления (L_s). Эти показатели между собой имеют линейную связь: чем больше τ тем больше L_s.

Твердая фаза

Тенденция изменения длины замедления быстрых и времени жизни тепловых нейтронов у минералов групп различной литологической принадлежности приведена на рис. 3.8.