氡气法
出处：按学科分类—天文学、地球科学 地质出版社《地质灾害勘查地球物理技术手册》第203页（9798字）
15．1．1 基本原理
通过天然放射性元素随地质活动的变化规律进行地质构造研究，是核地球物理勘探(Nuclear Geophysical Exploration)的内容之一。用航空γ能谱测量方法进行区域断裂研究是比较成功的，但用地面γ射线测量方法调查活动断层，虽有一些成功实例，但总的来看效果不好，因为异常与背景相对差值较小，且干扰因素较多，目前还难以控制到最有效程度。目前比较有效的方法是各种以测氡为基础的放射性测量方法。
自发产生核衰变的天然放射性元素有铀系、钍系和锕铀系三个系列，以及一些单独的放射性核素。三个天然放射性系列的共同特点是：①每个系列都有一个长寿命的起始核素。铀系的起始核素是
(铀)，半衰期为4．5×109年；钍系是
(钍)，半衰期为1．4×1010年；锕铀系是
(铀)，半衰期为7．385×108年。它们衰变很慢，可以认为数量基本不变，每个系列的各个子体核素的数量相对稳定。②每个系列经过多次核衰变后，最后一个子体都是稳定的铅同位素。③三个衰变系列中间都有一个放射性气体氡的同位素，铀系是
(Rn)、钍系是
(Tn)、锕铀系是
(An)，他们的半衰期差别很大(见表15－1)，在实际测量中根据这一特点，很容易把它们分别测出。219Rn半衰期仅为3．93秒，且含量很低难以利用。作为测氡方法主要是测量222Rn和220Rn。在活断层研究中主要是测量222Rn，因为它迁移距离远，有利于传递深部构造信息。
天然放射性元素在自发进行核衰变时，放出α射线的称为α衰变，放出β射线的称为β衰变。由于α射线是高速运动的质量数为4、带两个正电荷的氦原子核，所以α衰变形成的子体核素是比母体质量数少4，原子序数少2的新核素。而β射线是高速运动的电子，所以β衰变形成的子体核素与母体质量数相同，只是原子序数增加一位。此外，α衰变或β衰变形成的子体核素，有的处于高能级的激发态，这种激发态是不稳定的，很快会退激到低能级的稳定基态，并以电磁波的形式放出多余的能量，称为γ光子或γ射线。由此可见，γ射线总是伴随着α衰变或β衰变同时产生的。如果激发态保持时间较长，就构成独立核素。因为它与基态核素有相同的质量和相同的原子序数，只是能量不同，所以叫同质异能素。
氡(
)是α衰变的辐射体，经过α衰变后转变为
，再衰变后连续生成几个短寿命的放射性子体核素，包括氡在内都是系列中较强的α、γ辐射体，如表15－1所列。通过测量这些核素的α射线(粒子)或γ射线强度，可以确定土壤中氡气浓度分布，并依此确定地质构造特征。
表15－1 氡同位素及其子体的特征
注：s－1为衰变常数λ的量纲，秒－1。
镭的同位素衰变成氡的同位素，而氡的同位素又衰变生成新的子体，因此氡的同位素按下述规律由镭同位素积累，并达到数量上的平衡。
式中：N2为第二种物质，即氡同位素(子体)在t时的原子数；N1为第一种物质，即镭同位素的初始(t=0)原子数；λ1、λ2为母体和子体物质的衰变常数(s－1)；t为第二种物质，即氡同位素的积累时间。
考虑到镭同位素的衰变常数λ1=1．37×10－11，氡同位素222R的衰变常数为λ2=2．1×10－6，即λ1《λ2，因此上式可以简化为：
可见氡同位素是按指数规律积累的。
如果已知镭的质量CRa(以贝克(1)计)，氡(222Rn)的积累量CRa，可用下式计算：
CRn=CRa［1－exp(－λRnt)］ (15．3)
岩石中镭经过核衰变产生氡，但这些氡只有一部分可以析出到岩石的孔隙或裂隙中，并向周围逸散、迁移，这一部分氡称为自由氡，不能析出的氡称为束缚氡。在一定时间内，析出氡量(N1)与产生的氡总量(N2)之比，称为射气系数η=N1／N2×100%。射气系数大小与土壤、岩石的结构关系密切，松散、破碎、孔隙度大的岩石射气系数大，且受湿度、温度影响明显。地下水与岩石作用时，使氡溶于水，其溶解系数(ω)与温度、压力关系密切，在常温下ω为0．25～0．30，在0℃时约为0．51，温度升高到30℃时变为0．20。岩石受挤压，射气系数迅速增大，所以岩层裂隙射气浓度增大是地震的前兆。
自由氡在岩石和土壤中主要通过扩散和对流作用进行迁移。断裂和破碎带使地层由封闭变为开放状态，有利于氡的迁移和聚集，也使氡的子体在这里沉积，形成氡及其子体的分布异常，成为断裂、滑坡、地面塌陷、地裂缝以及地面沉降、地震、火山、煤田自燃等的标志异常。地面沉降(挤压)和扩张都会使射气系数增大。
测定断层含氡气的方法是一个应用比较广泛的方法。气体氡是放射性核素，既有气体的迁移特点，又具有方便现场测量的放射性特色，是极有前景的应用方法。
15．1．2 测量方法
放射性测量主要是测量放射性核素在核衰变过程中放出的α，β，γ射线，以及其作用于周围介质，引起的电离或激发所留下的痕迹。
α射线(或称α粒子)质量大，在气体中的径迹是一条直线，在穿过介质时使介质产生电离或激发，收集所产生的电离电荷就可以探测α射线，电离室、硫化锌闪烁体，以及常用的金硅面垒半导体探测器都是利用这个原理。氡及其子体都是主要的α辐射体，因此这些都是测氡的常规方法。α射线又是带正电的重粒子，而金属薄片的表面具有大量带负电的自由电子，所以α辐射体容易沉积在金属薄片的表面。1913年，卢瑟福就是利用这个方法收集氡及其子体，测量α射线，现在常用的α卡测量方法也是利用这个原理。如果设法使卡片带上负电性(或静电)，可以更有效地收集α辐射体，这就是常用的带电α卡或静电α卡测氡方法。α粒子打到醋酸纤维胶片上或某些结晶物质表面，使其造成电离损伤的斑点或痕迹，氡浓度越大，单位面积上产生的斑点就越多，这就是α径迹测氡方法。天然放射性元素放出的α射线能量为4～8MeV(2)，在温度T=15℃，气压P=101324．72Pa情况下，在空气中的最大射程为8．62cm，这决定了测氡电离室的大小。
β射线通过物质时主要产生三种作用：①产生电离和激发；②与原子核及核外电子作用，产生多次散射；③当被原子核库伦场阻止时伴生有电磁辐射，称为轫致辐射。对β射线的探测就是利用了这些作用原理。
γ射线通过物质时能量最强。当一个γ射线与原子壳层电子(主要是K或L层电子)碰撞时，将全部能量传给电子，使电子抛出原子之外，而γ光子全被吸收。这种光子消失产生电子的作用叫做光电效应。较高能量的γ光子与壳层电子作用时，将部分能量传给电子，使电子呈一定方向抛出，而光子由于碰撞损失能量改变了原来的运动方向，这种作用叫康普顿效应。当γ光子能量大于1．02MeV时，与物质原子作用产生电子对效应，即入射光子能量被全部吸收，而抛出正负电子对。这些作用一方面说明γ射线的基本特征，另一方面表明探测γ射线和γ射线能谱的基本原理。
铀系222Rn及其子体中218Po、214Po和210Po都是强α辐射体，占铀系α辐射体总能量的57．1%：214Pb和214Bi是强γ辐射体，占铀系γ辐射体总照射量率(3)的98%，是测氡各种方法的主要测量辐射体。测量α射线的方法有：瞬时测氡法、径迹蚀刻(SSNTD)法、α聚集器测量法、钋－210法、硅半导体α仪方法、液体闪烁测量方法等。α和γ兼用的有活性炭吸附器测量法和热释光测量方法等。
下面主要述及几种活断层探测的实用方法。
15．1．2．1 瞬时氡测量方法
瞬时氡测量方法，又叫传统氡测量方法，目的在于区别20世纪70年代发展起来的多种累积测氡方法。这是最早用于土壤氡测量的方法，不断发展至今仍是测氡的主要方法。它的特点是仪器轻便，现场测量并直接给出测量结果，有异常可以立即重复测量，并加密测点。
土壤氡测量可分为浅孔测量，取样孔深一般为0．8m；深孔测量，取样孔深2m左右；浅井测氡，取样孔深从几米到十几米。主要根据覆土层厚度和结构选择测量方式。对于厚度为十几米左右的覆土层，如果透气性较好，通常作浅孔测量，既可达到要求又比较方便。
目前常用的测量仪器，主要有FD－3017(RaA测氡仪)，FD－3016和RM－1003等。无论使用哪种仪器，首先要检查仪器读数的稳定性，然后检查仪器的刻度，确定仪器的刻度系数JRn(Bq／L)，以利于从仪器的读数，换算出每个测点的氡浓度(Bq／L)。对于小面积的构造调查，可以不要求刻度系数的准确性，利用仪器出厂给定的刻度系数即可。如果对断裂成因进行研究，观测氡浓度的变化，最好利用氡室对仪器进行刻度。
野外测量工作程序如下：
(1)根据地质推测断裂方向，并考虑地表环境有利于测量工作，进行测线布置和测点距的确定，例如西安地裂缝断距不大，一般采用2～5m点距，甚至更小；
(2)在测点上先用六棱钢钎打取气孔(浅孔测量打0．8m深)，把取气器插入孔中，将周围压实避免大气渗入；
(3)注意取样器与仪器连接的橡皮管不宜过长，避免橡皮管对氡吸附过多。测量方式如图15－1所示；
图15－1 FD－3017 RaA测氡仪野外测量概况图
1－操作台；2－探测器；3－高压输出；4－抽气筒；5－活塞；6－导向空向滑杆；7－脚蹬；8－进气三通阀门；9－高压输入；10－取样器；11－收集片；12－干燥器；13－橡皮管
(4)抽气次数一般5～6次，每点保持一致；
(5)抽完气静置10～20秒，进行读数，然后立即进行排气，准备下一点测量；
(6)发现异常，可适当加密测点，或对部分测点重复检查；
(7)逐点计算氡浓度N=nJRn，JRn为刻度系数；
(8)用氡浓度N直接制作剖面图、等值图或平面剖面图，取两倍于背景值以上的值为异常值。
15．1．2．2 α聚集器测量方法
222Rn衰变的第一代子体218Po(RaA)为α辐射体，半衰期3．05m。设法将此α辐射体沉积在一个薄片上，再用α测量仪测量薄片上α粒子的活度。实验证明，α活度与土壤中222Rn浓度成正比。此薄片称为α聚集器，是地质构造探测的常用方法。由此原理出发，演化出的测量方法有多种，主要有如下四类。
(1)α卡测量方法
20世纪70年代，加拿大卡尔顿大学J．W．卡特等根据1913年卢瑟福用金属片收集氡子体的启示，研究成功了α卡测量方法。
该方法属累积测氡方法，探测灵敏度和探测深度都比瞬时测氡方法有很大提高，可达100～200m，或者更深，而且不污染仪器。使用的α卡有金属片(银片、铜片或铝片)和塑料片，卡片面积一般为3．8cm×4．5cm。测量仪器有FD－3005、FHS－1α闪烁辐射仪、WAY－80型五通道α辐射仪等。
将α卡片预先放置在专用的T－702型探杯内的支架上固定好，在根据需要布置的测线测点上，挖埋卡探坑，深20cm左右，将杯倒置坑中，上面用塑料布封盖，如图15－2所示。3小时后取出，用仪器测量卡片上沉积218Po的α射线活度。如果埋置时间延长到10小时或更长，则卡上沉积的还会有214Po等子体。根据测量的α活度，可以作剖面图，等值线图或平面剖面图。
图15－2 探坑埋杯示意图
在天然环境下，218Po大约有20%带正电性，为了提高探测效率，提出了带电α卡测量方法，即在埋卡同时给α卡加上负300V电压。使用一段时间之后，感到野外应用很不方便，于是进一步提出了静电α卡方法，即：聚乙烯类塑料片通过摩擦易带负电，在野外用一简单的充电设备，在埋片之前先使卡片带静电－600～－800V(每片电压基本一致)。实验证明带电α卡和带静电α卡相对于不带电的天然α卡，可以提高探测灵敏度2．5倍左右。
(2)α膜测量法
为了提高探测灵敏度，用比α卡大25倍的16cm×8cm的透明塑料膜代替α卡，放入特制探杯周围，埋入坑中，取出后反转放入RM－1003型射气仪的闪烁探测室进行α活度测量，它的计数比α卡提高约10倍。其他操作与α卡一致。
(3)α管测量方法
此法与α膜法类似，不同的是用一个专门的取样器，在倒扣探杯下方装一根约半米长、直径1．3cm、带小孔的深部取气导管，在测点打孔深70～80cm，后插入导管，累积取样10小时左右，取出后用RM－1003射气仪测量α活度。此法的特点是对较厚覆盖地区比较有利，缺点是效率较低。
(4)带电瞬时α测量法(亦称218Po法)
是用充电器使塑料α膜带静电－1000V，放入探杯，埋入坑中5～8分钟，取出测量(2分钟)α活度。由于收集时间短，只是测量218Po，工作效率较高。15．1．2．3 钋－210(210Po)测量法
美国海军部下属机构的格雷等人，于1978年报道了他们对210Po测量方法的研究成果，测量精度达3．7×10－3Bq。
222Rn衰变后的长寿命子体有三个，210Po是其中之一，半衰期为138．4天，不同于218Po的是210Po为氡的长时间累积体。210Po的量直接反应222Rn的平均值，它的特点是化学性质稳定，一旦形成，基本上不再离开岩层、裂隙、破碎带以及这些构造上方覆盖的土壤中。因此测量210Po的α射线活度，成为确定断层、裂隙和破碎带的重要方法。
(1)野外取样：按照预先布置测线测点，取土壤样品，深度一般为20～40em，取土样50g。
(2)样品处理：一般取土样4g(等重量)置于100ml烧杯中，加入0．5g抗坏血酸及一片直径16mm一面涂漆的紫铜片，再加入20ml、3mol／g盐酸溶液，放入恒温摇床振荡箱，保持60℃振荡2．5小时(或40℃振荡3小时)，期间铜和钋发生置换反应，钋被吸附在铜片表面。然后取出铜片、清洗、晾干。
(3)α活度测量：用FD－3005或WAY－80型五通道α辐射仪测量铜片上的α活度，一般测量10分钟。有时为了消除218Po的干扰，需放置30分钟(218Po的10倍半衰期)后进行测量。用测得的α活度绘制出剖面图、等值线图或平面剖面图。在断裂带、破碎带、塌陷、采空区上方，与瞬时氡一样为高值异常。
15．1．2．4 径迹蚀刻测量方法
固体核径迹探测器(SSNTD)技术，是20世纪60年代初发展起来的。一片透明的云母片或塑料片，被带电粒子照射之后，化学键被打断，成为辐射损伤微区，易受化学侵蚀，在固体片的表面显出照射粒子的径迹，用一般光学显微镜可读出，由此成为粒子探测器。在地质工作中主要应用的是α粒子径迹探测器，探测氡及其子体放出的α粒子，与α聚集器方法类似，属于累积测氡方法。这一方法的优点是均化了自然环境的影响因素，有效地提高了探测灵敏度，对探测深层构造比较有利。
我国常用的α径迹探测器主要是聚碳酸脂片或美国引进的CR－39探测器。
径迹探测工作程序如下：
(1)根据构造延伸方向和方便野外工作布置测线和测点距。
(2)α径迹探测片切成一定形状的片子，一般大小取0．8cm×1．5em，将探测片固定在探杯(T－702)的支架上，并在径迹片和杯上编号。
(3)在测点挖埋杯探坑，一般深40cm，将探杯倒置坑中，如图15－2所示。用石片或塑料袋装土盖坑，再用覆土盖好，插上标志。埋杯时间20天左右。
(4)将取出的探测器放入10mol的KOH溶液中，加温到60℃左右并保持恒温半小时，取出后用清水冲洗、晾干(注意：CR－39与聚碳酸脂的化学蚀刻溶液条件不同，可按《环境空气中氡的标准测量方法GB／T14582－93》进行处理)。
(5)用一般光学显微镜，计数探测器上的径迹密度，或用径迹扫描仪进行密度计数。
(6)用径迹密度绘制剖面图、等值线图或平面剖面图。
α径迹与α卡方法类似，可以根据已有的设备情况选用。在覆盖土层比较厚的地区，例如几十米，甚至一百米以上的地区，用α径迹法探测基岩构造、活断层比较好，与瞬时测氡、α卡等方法一样，在这些构造上方为高值异常显示。该方法的缺点是工作程序多，不如α卡方便。
15．1．2．5 活性炭吸附器(ROAC)测氡法
20世纪60年代瑞典最早使用活性炭吸附氡方法寻找铀矿。活性炭微细孔隙丰富，有较高的比表面积，是氡的强吸附剂。以GH－18型(9mm2×0．2mm层状)活性炭对氡吸附容量最大，且对氡的吸附在很大容量范围内呈线性关系。其次是Φ3柱状活性炭。
吸附器的用法有两种：一种是连接在用抽气筒抽取土壤气的回路中，通过抽气过滤吸附氡，叫瞬时法。但主要用法是累积测氡，作为氡的捕集器。目前使用的是直径3cm左右的塑料瓶，先装炭层4～5cm厚，再装干燥剂硅胶置瓶口处，既去湿也能消除钍射气的影响。像α卡一样，将塑料瓶埋入测点探坑中，上盖一个罩杯，埋置时间4～7天为宜，取出后在铅室内进行γ射线测量。一般用多道γ谱仪，测量214Bi放出的γ射线的照射量率。
15．1．2．6 热释光(TLD)测量方法
热释光测量有三种方法：α热释光，γ热释光和天然土壤热释光。前两种都是利用对α射线或γ射线能量储存灵敏的人造结晶物质作为剂量探测器，累积测量α或γ射线。天然土壤热释光是以天然环境下土壤中存在的石英、方解石等结晶矿物为热释光探测器。因为接受照射时间长，探测灵敏度高，受干扰小，异常稳定。热释光与α径迹方法一样，属累积测量方法。
在地质工作中主要应用γ热释光。一般选用对γ射线能量响应较宽的氟化锂(LiF)热释光探测器。目前主要应用的是GR－200系列中的LiF(Mg，Cu，P)(氟化锂镁铜磷)热释光探测器，它对γ射线的能量响应范围为30Kev～3Mev，其相对误差＜20%，重复使用退火温度控制在240±2℃(不得超过245℃)，并保持恒温10分钟。
探测元件要放在α径迹使用的T－702型探杯支架上(其他杯亦可)，挖探坑深40cm，装好元件的探杯倒扣埋入坑中，一般放置30天左右。取出后用RGD－3型、FJ－369型或其他热释光剂量仪进行热释光测量，计算γ热释光强度(TL)，用以制作剖面图等。
15．1．3 仪器设备
氡气法仪器设备见表15－2。
表15－2 氡气测量仪器一览表
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