Яковлева в.с. методы измерения плотности потока радона и торона с поверхности пористых материалов
68
на внутри НК; 2) перевод радона в измерительное устройство (за рубе-
жом чаще всегоиспользуют ячейку Лукаса) через фильтр, задерживаю-
щий продукты распада радона и торона; 3) последующая выдержка в
течение 3–х часов для установления равновесия междурадоном и двумя
альфа–излучающими продуктами его распада (используют не во всех
методах) и 4) измерение активности радона. Пересчет измеренной нако-
пленной активности в величину ППР производят по формулам (6.1–6.4).
Плотность потока торона с поверхности грунта, используя такую
схему, измерить невозможно.
Особенности регистрации –излучения состоят в том, что из–за ма-
лого пробега –частиц измеряемый источник излучения нужно или вво-
дить непосредственно в чувствительный объем детектора, или поме-
щать вплотную к нему. Первой сцинтилляционной камерой была ячейка
Лукаса, которая представляла собой стеклянную вакуумную колбу,
покрытуюизнутри сцинтиллятором и имеющую хороший оптический
контакт с фотоэлектроннымумножителем [274]. Радон в ячейку Лукаса
вводится вакуумным методом.В настоящее время для регистрации α–
излучения широко применяют сцинтилляторы из ZnS(Аg), которые на-
носятся на прозрачные пластинки или стенкикамеры.За рубежом, до
сих пор успешно применяют ячейку Лукаса при радоновых исследова-
ниях.
Метод регистрации альфа–излучениярадона и продуктов его распа-
да обычноосуществляется следующим образом. Радон принудительно
поступает внутрь камеры радиометра(или ячейку Лукаса), внутренняя
поверхность которой покрыта сульфидом цинка, активированного се-
ребром –ZnS(Аg). α–излучение радона и продуктов его распада взаимо-
действует с веществом сцинтиллятора и вызывают световые вспышки,
которые регистрируются фотоэлектронным умножителем. Для повыше-
ния точности измерение проводится после установления равновесия
между радоном и его ДПР. Чувствительность в данном случае зависит
от формы камер: для камер, имеющих форму усеченного конуса –чув-
ствительность на 10–15% выше чувствительностицилиндрических ка-
мер. Для уменьшения собственного фона сцинтиллятора имеет большое
значение правильный выбор материала, а также нанесение толстого
слоя ZnS(Аg), имеющего незначительные примеси радионуклидов.
На сцинтилляционном методе основаны следующие радиометрыи
комплексы:РГА–01, РГА–06П, –06М, РГГ–01Т (Россия), LUKI, LUK3,
RGM-3 (Eberline Thermo lnstr., CШA), Certifier II(Gemini Research Inc.,
США), Pylon AB–5 Model 110A (150 мл сцинтилляционная ячейка) и
Model 300A (277 мл сцинтилляционная ячейка), Pylon CPRD (270 мл
сцинтилляционная ячейка) (Pylon, Канада), RDA-200 (160 мл сцинтил-
§
58
лида в 1 с в 1 м
3
в момент времениt, рассчитываемое по формуле (5.5);
–средняя энергия образования альфа–частицей одной пары ионов в
воздухе, =35 эВ [262].
Плотность ионизации воздуха внутри НК за счет бета и гамма–
излучения
214
Pbи
214
Biможно грубо оценить по формуле (5.6), оценки
представлены на рис. 5.7. Средняя энергия, затрачиваемая на образова-
ние одной пары ионов в воздухе бета–излучением составляет 35 эВ,
гамма–излучения –33,85 эВ [262, 263]. Однако такие оценки являются
сильно завышенными, поскольку тольконебольшая часть пробегов бе-
та–частиц и фотонов гамма–излучения, образованных внутри НК, будет
укладываться в воздухе камеры, и, как следствие, будет малое количе-
ство взаимодействий, приводящих к образованию пар ионов.
Что касается бета–частиц, их пробег в воздухе лежит в диапазоне от
долей сантиметра до 4 м (для
214
Pb) и более (для
214
Bi). Например, для
214
Pb, только пробеги низкоэнергетических бета–частиц (оже–
электронов) с энергией менее 70 кэВ могут полностью уложиться в объ-
еме камеры, однако их вклад в выход частиц на 1 распад радионуклида
составляет не более 40 % [263, 265]. Средние потери на ионизацию воз-
духа бета–излучением
214
Pbи
214
Biсоставляют 2 –2,5 кэВ см
-1
, что при-
водит к образованию одной частицей всего 60 –70 пар ионов на 1 см
пути.
Учитывая небольшие размеры камеры, оценки плотностииониза-
ции по формуле (5.6) за счет бета–излучения будут завышены почти на
порядок, поэтомурасчетлучше производитьс использованием специ-
альных программ, основанных на применении метода Монте–Карло
[262, 264]. Посколькуинтенсивность бета– и гамма–излучения радио-
нуклидов
214
Pbи
214
Biприблизительно на порядок ниже, чем альфа–
излучения, их вклады
и
в суммарную плотность ионизации воз-
духа внутри камеры незначительны (рис. 5.7), и ими можно пренебречь.
Суммарная плотностьионизации воздуха внутри накопительной
камеры
будет обусловлена не только излучением радионуклидов, в
воздухе камеры (
), но и излучением радионуклидов, содержащихся в
грунте (
), а также космическим излучением (
)
, (5.7)
где –вид ионизирующего излучения.
Активность гамма– ибета–излучающих радионуклидов
214
Pbи
214
Bi
в воздухе камеры на несколько порядков ниже, чем активность гамма– и
бета–излучающих радионуклидов, содержащихсяв почве (
40
K,
137
Cs, ря-
j
§
43
. (4.25)
Равновесное значениеОА радона в почвенном воздухе равно
. (4.26)
С учетом соотношений(4.25) и (4.26) выражение для плотности по-
тока радона принимает вид
. (4.27)
В итоге, ППР с поверхности земли можно оценивать по соотноше-
ниям(4.16), (4.23) и (4.27), в зависимости от имеющейсяинформации.
Здесь следует отметить, что данные соотношенияполучены в полубес-
конечной геометрии, когда характеристики грунтов не изменяются за-
метным образом с глубиной z. Поэтому, применение предложенного ме-
тода имеет свои ограничения, обусловленные неоднородностью грун-
тов. Например, когда мощность поверхностного слоя грунта меньше
глубины, на которой устанавливается значение A
∞
, а следующий слой
грунта имеет значительно отличающиеся характеристики, либо, в слу-
чае сильно неравномерного распределения
226
Raпо глубине. Так, в не-
которых работах [253, 254] отмечают повышенное содержание радия в
верхнем (30–50 см) слое почвы по сравнению с более глубокими слоя-
ми. Другой пример –зимний период, когда верхний слой почвы промер-
зает и предотвращает свободный выход радона в атмосферу, нарушая
тем самым одно из граничных условий при решении уравнения (4.3). В
этом случае ОА радона ниже глубины промерзания начинает постепен-
но восстанавливаться до своего равновесного значения, следовательно,
градиент ОА радона и ППР стремятся к нулю.
Преимущества метода заключаются в том, что:
1.метод позволяет получить как мгновенные, так и интегральныезна-
чения ППРв зависимости от используемого метода измерения ОА
радона в почвенном воздухе;
2.метод позволяет производить ретроспективные оценки величины
ППР на основеранее собранногоматериалапо измеренным значени-
ям ОА радона в почвенном воздухе;
3.метод не требует оценок скорости адвекциии автоматически учиты-
вает влияние состояния атмосферы;
§
31
3.4. НАКОПЛЕНИЕ РАДОНА В ВОЗДУХЕ ИЛИ
НА АКТИВИРОВАННОМ УГЛЕ
По способу накопления различают методы с накоплением радона:
в воздухе (объеме) внутри НК (около 70% опубликованных на-
учных работ посвящено этому методу);
на активированном угле, расположенном внутри НК (~ 30 %
опубликованных работ).
Метод с накоплением радона на активированном угле [36, 112114,
131149] используется в сочетании со следующими методами измере-
ния накопленной активности:
1.гамма–спектрометрический метод с использованием сцинтилля-
ционного, обычно NaI(Tl), или германиевого полупроводникового
детектора;
2.радиометрический метод: гамма– или бета–радиометр, альфа/бета
счетчик на основе жидкого сцинтиллятора.
Метод с накоплением радона в воздухе внутри НК, который часто
называют “методом накопительной камеры” (английские эквиваленты
названия данного метода: closed-can method; cantechnique; closed cham-
ber method; static chamber method; accumulation method), также использу-
ется в сочетании с известными методами измерения накопленной ак-
тивности (в скобках указан процент опубликованных научных работ,
где использован данный метод):
1.сцинтилляционный (~ 35 %) [18, 78, 113, 141, 150164];
2.полупроводниковый (также в сочетании с электростатическим
осаждением заряженных продуктов распада радона) (~ 15 %)[73,
165171];
3.ионизационный (ионизационные камеры, газоразрядные счетчики,
электретные детекторы) (~ 30 %) [41, 86, 115, 172188];
4.трековый (трековые твердотельные детекторы) (~ 20 %)[106, 182,
189202].
Методы измерения накопленной активностирадона иторона, в за-
висимости от принципаработыдетектора(с использованием источни-
ков питания, или без) подразделяют на (рис. 3.1):
1.активные методы;
2.пассивныеметоды.
Пассивными методами называют группу методов измерения объ-
емной активности радона и торона, в которых детектор накапливает ин-
формацию о радоне и тороне пассивным способом, т.е. без использова-
ния источников электроэнергии. Последующее считывание накоплен-
§
21
Традиционно прогноз землетрясений осуществляют на основе ин-
формации о почвенных газах, в том числе радиоактивного газа радона
[44, 46, 47, 54, 50−52].
Известно, что в период повышения сейсмической активности ано-
мальныеизменения ОА почвенного радона могут проявляться на значи-
тельных расстояниях от эпицентра землетрясения (до нескольких тыс.
км.), в зависимости от его магнитуды [75].
С целью повышения чувствительности радонового метода прогноза
землетрясений, мониторингстараются производить на территориях с
наличием глубинных высокоактивных источников радона (породы с
высоким содержанием урана;зоны тектонических разломов в земной
коре [55]) для увеличения амплитуды аномальных всплесков.
Однако, в случае неоднородной геологической среды можно столк-
нуться с рядом существенных проблем. Сложность и многообразие осо-
бенностей геологических структур ведут к различиям в динамике при-
поверхностной концентрации почвенного радона. В итоге недостаточ-
ная изученность геологической структуры существенно затрудняет ин-
терпретацию результатов мониторинга и сравнение данных, получен-
ных в разных точках идля различных территорий. Интерпретацию ре-
зультатов затрудняет и влияниесостояния атмосферы, посколькувре-
менные вариации ОА радона, обусловленные только изменениями ме-
теорологических условий, могут достигать 10–ти раз [65].
При проведении мониторинга на территориях с относительно од-
нородной геологической структурой эффект увеличения активности
почвенного радона при повышении сейсмической активности может
оказаться слабо значимым. Расчеты, проведенные в работе [39], показы-
вали, что, как бы сильно не увеличивалась скорость конвекции, актив-
ность почвенного радона не будет превышатьмаксимально возможного
значения (A
max
или
), которое для большинства осадочных пород со-
ставляет ~ 20 кБк/м
3
[49]. Принебольшом увеличении ОАрадона, по-
лезный сигнал может быть “затерян” в “шумовых” вариациях измеряе-
мой величины. В этом случае, величина ОА радона в почвенном воздухе
является слабым индикатором повышения сейсмической активности.
В 2003 г. было предложено использовать плотность потока радона
с поверхности земли в качестве прогностического параметра [39]. Были
произведенычисленные расчеты,результаты которыхподтверждают,
что величина ППРсильнеереагирует на изменение скорости конвекции,
чем величина ОА почвенногорадона. Выявлено, чтонаибольшие пре-
имущества величина ППР имеет именнодля однородных геологических
сред, что очень важно для обеспеченияхорошей сопоставимостиивос-
§
11
207
Pb. В Приложении А приведены таблицы с ядерно–физическими ха-
рактеристикамирадионуклидов, входящих в эти семейства [1–7].
В одну из побочных ветвей (коэффициент ветвления2·10
−7
) семей-
ства урана входит также очень короткоживущий (T
1/2
=35 мс) радон
218
Rn. Все отмеченные изотопы радона испытывают альфа–распад. Эти-
ми четырьмянуклидами исчерпываетсясписок природных изотопов ра-
дона.
Радиоактивностьэманации закономерна: ядра ихатомов перегру-
жены нуклонами, они содержат 86 протонов и 118–136 нейтронов. Со-
четание в атоме эманации неустойчивого ядра с замкнутой электронной
оболочкой во всех слоях представляет явление абсолютно исключи-
тельное в природе. В естественных условиях, кроме радиоактивных га-
зов радона, торона и актинона, наблюдаются другие радиоактивныега-
зы
37
Аг,
41
Аг и
85
Кг,появляющиеся в атмосфере вследствие воздействия
космических лучей высоких энергий на атомы аргона и криптона.
Искусственным путем получены другие изотопы радона. Нейтро-
нодефицитные изотопы с массовыми числами до 212 получают в реак-
циях глубокого расщепления ядер урана и тория высокоэнергичными
протонами. Эти изотопы нужны для получения и исследования искусст-
венного элемента астата.
Распространенность радона в природе.Подобно гелию, почти
весь радон рассеян в толщах земли и вод. Верхний слой земной коры до
глубины 1,6 км содержит по приблизительным подсчетам 115 т радона,
в атмосфере его намного меньше, около 4 кг [4–6]. Радон содержится в
недрах Земли, почве, водах океанов и рек, атмосфере, природных газах,
нефти, организме человека и животных. Практически отсутствует радон
только в воздухе и льдах Антарктики.
1.3. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ИЗОТОПОВ РАДОНА
Физические свойства радона. При нормальных условиях радон –
бесцветный одноатомный газ, сравнительно легко сжижающийся в бес-
цветную фосфоресцирующую жидкость плотностью около 5 г/см
3
. Фи-
зические свойства радона приведены в табл. 1.1.
Радон тяжелее гелия в 55 раз и воздуха –в 7,6 раза. Один литр это-
го газа весил бы почти10 г. Радон вдвое лучше ксенона и вчетверо
лучше криптона растворим в воде. Введя газ в сосуд, заполненный рав-
ными объемами воды и воздуха, можно обнаружить, что при комнатной
температуре четвертая часть радона окажется в воде, а три четверти –в
воздухе;при 0° С –половина радона растворится в воде. Даже при 100°
С около 10% радона остается в воде. В присутствии электролитов рас-
