Яковлева В.С. Методы измерения плотности потока радона и торона с поверхности пористых материалов

Подождите немного. Документ загружается.

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-

мальные изменения 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, мониторинг стараются 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 и для различных территорий. Интерпретацию ре-

зультатов затрудняет и влияние состояния атмосферы, поскольку вре-

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 превышать максимально возможного

значения (A

max

или



), которое для большинства осадочных пород со-

ставляет ~ 20 кБк/м

[49]. При небольшом увеличении ОА радона, 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

произведены численные расчеты, результаты которых подтверждают,

что величина ППР сильнее реагирует на изменение скорости конвекции,

чем величина ОА почвенного радона. Выявлено, что наибольшие пре-

имущества величина ППР имеет именно для однородных геологических

сред, что очень важно для обеспечения хорошей сопоставимости и вос-

производимости результатов, полученных при измерениях в разных

контрольных точках.

Величина ППР может быть использована как самостоятельный или

дополнительный прогностический параметр [39, 40]. Одновременное

использование двух величин – ОА почвенного радона и ППР с поверх-

ности земли, позволит повысить достоверность прогнозных оценок.

Позже, экспериментально было подтверждено, что величина ППР

более чувствительна к увеличению скорости адвекции [41, 42, 76]. Эта

закономерность проявилась во время аномалии, предваряющей усиле-

ние сейсмичности у берегов полуострова Камчатка. Величина ППР уве-

личилась на 162% от уровня фона, а величина ОА радона в почвенном

воздухе – на 115%.

Результаты прямых измерений радоновых потоков из горных пород

при вибровоздействиях разной частоты, показали, что интенсивность

радонового потока немонотонно зависит от частоты вибровоздействия

[77]. Максимальный выход радона из горной породы наблюдается при

вибровоздействиях на частотах 16 и 32 Гц. В естественных условиях на

участке земной коры, непосредственно примыкающем к тектоническо-

му нарушению, уровень эсхаляции радона хорошо коррелирует (коэф-

фициент корреляции 0,9) с амплитудой квазигармонических состав-

ляющих микросейсмического фона частотой 16,6 Гц.

В работе [78] также упоминается о том, что величина ППР с по-

верхности земли непосредственно связана с сейсмической активностью.

2.3. КЛИМАТОЛОГИЯ. РАДОН – КАК ТРАССЕР

ВОЗДУХООБМЕННЫХ ПРОЦЕССОВ

Радон издавна используют в качестве трассера траекторий воздуш-

ных масс в вертикальном и горизонтальном (трансконтинентальный

масштаб) направлении [79–86]. Кроме радона, для исследования раз-

личных динамических атмосферных процессов и уточнения глобальной

химической модели переноса, применяют другие радионуклиды – то-

рон,

212

Pb,

210

Pb,

Be,

Be and

CO. Из них радионуклиды

210

Pb,

Be,

Be, которые присоединяются к нерадиоактивным атмосферным аэро-

золям, являются полезными при изучении процессов осаждения за счет

дождевых и снежных осадков. Крупномасштабные мониторинговые из-

мерения этих природных радионуклидов необходимы для исследования

и прогнозирования глобального изменения климата.

Для решения вышеупомянутых задач необходимо знать поведение

и пространственное распределение ППР с поверхности земли. Однако,

существующих знаний о пространственной (по всем материкам) и вре-

менной изменчивости величины ППР до сих пор недостаточно. По-

строение подробных карт о ППР на основе данных о содержании

238

(

226

Ra) требует знания многих параметров, таких, как тип и влажность

грунта, температура (или вертикальный градиент температуры в систе-

ме грунт-атмосфера), интенсивность атмосферных осадков и пр. Это

стимулирует новые экспериментальные исследования динамики ППР

одновременно с усовершенствованием методов измерения.

Кроме того, радон является полезным инструментом при определе-

нии коэффициентов диффузии газов и аэрозолей в приземной атмосфе-

ре [87, 88].

Еще одно применение радон нашел в качестве индикатора верти-

кальной устойчивости нижней атмосферы и толщины слоя конвектив-

ного перемешивания [89, 90].

Величину плотности потока радона используют в качестве гранич-

ного условия при решении системы уравнений переноса изотопов радо-

на и дочерних продуктов распада в приземной атмосфере [91, 92].

Скорости выхода радона и торона с единичной площадки грунта в

приземную атмосферу определяют интегральные величины концентра-

ции радона, торона и ДПР в приземной атмосфере.

В 2003 г. Conen [93] и Schery [33] проанализировали собранный ма-

териал о величине ППР и ее изменчивости, и предложили новую едини-

цу измерения ППР, атом см

-2

-1

, для использования в качестве входного

параметра химической модели переноса воздушных масс. Conen пред-

ложил новую широтную зависимость средневзвешенного по большой

территории значения ППР, которая начинается от 1 атом см

-2

-1

для

30ºN до 0,2 атом см

-2

-1

для 70ºN. Эта зависимость является сильно уп-

рощенной, хотя и позволяет делать предварительные оценки.

Плотность потока радона с поверхности земли в 1987 г. [94] было

предложено использовать как трассер для исследования потоков других

нерадиоактивных газов из грунта в атмосферу. Например, прямой метод

измерения плотности потока метана с использованием статической на-

копительной камеры и закона Фика давал результат с неудовлетвори-

тельной погрешностью. Dorr [94] предложил косвенный метод, заклю-

чающийся в измерении градиента концентрации метана в грунте, и оп-

ределении характеристик грунта по радону. Характеристики грунта оп-

ределяли по двум величинам – ППР и градиенту активности радона с

использованием диффузионной модели переноса. Этот метод был на-

зван «калибровка по ППР». Его применяли для измерения плотности

потоков метана, CO

и N

O [9499].

В 1990 Dorr [95] заключил, что метод «калибровки по ППР» намно-

го точнее, чем прямой метод измерения плотности потока метана. Од-

нако, он имеет свой недостаток – основан на диффузионной модели. В

случае присутствия адвективных потоков в грунте метод может давать

ошибочный результат.

2.4. ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ. ИЗУЧЕНИЕ

ЭЛЕКТРИЧЕСКИХ СВОЙСТВ АТМОСФЕРЫ

Исследование влияния радона и торона на электрические свойства

атмосферы является актуальной в настоящее время тематикой [60,

100102]. При взаимодействии излучения изотопов радона и продуктов

их распада с атмосферой происходит ионизация воздуха. Функция

плотности ионизации (скорости ионообразования) является входным

параметром уравнений, описывающих электрическую структуру при-

земного слоя. На ее основе рассчитывают электрические характеристи-

ки атмосферы: электрическую проводимость, коэффициент униполяр-

ности, плотность объемного электрического заряда и плотность верти-

кального тока проводимости. Достоверные оценки плотности иониза-

ции позволят получать надежные результаты при моделировании ме-

теорологических и климатологических процессов в приземной атмосфе-

ре.

Изучение вопросов ионизации атмосферы сводится, по сути, к кос-

венным методам, т.е. исследованию источников ионизации и их харак-

теристик. Кроме изотопов радона и дочерних продуктов их распада, в

ионизацию приземной атмосферы вносят вклад ионизирующее излуче-

ние, возникающее при распаде почвенных радионуклидов, и космиче-

ская радиация.

Функции распределения разных источников ионизации приземной

атмосферы все еще являются предметом исследований. Это связано с

тем, что упрощенное представление функции плотности ионизации ат-

мосферы [103, 104] не позволяет правильно объяснить многие экспери-

ментально наблюдаемые эффекты в динамике атмосферно-

электрических, метеорологических и климатологических процессов

приземной атмосферы, а также сделать адекватный выбор модели (или

приближения), описывающей структуру приземного слоя. Реальная за-

висимость гораздо сложнее и вариабельнее. Это подтверждается широ-

кой пространственной и временной изменчивостью характеристик ис-

точников ионизации – ППР, ППТ и ОА радиоактивных газов и аэрозо-

лей. Известно, например, что величины ППР и ППТ изменяются более

чем на порядок в пространстве и в одной точке во времени, а их отно-

шение варьирует почти на 2 порядка [105]. Другой пример, активность

атмосферного радона на высоте 4 м за 4 года экспериментальных на-

блюдений изменялась на 4 порядка, а торона – на 2 порядка [106].

До недавнего времени, в качестве источника ионизации приземной

атмосферы не рассматривали другой изотоп радона – торон (

220

Rn) [57,

107, 108]. Однако, согласно оценкам, проведенным в работе [100, 102]

торон, выходящий с поверхности земли, и продукты его распада могут

вносить сопоставимый с радоном, а при некоторых условиях даже

больший, вклад в ионизацию приповерхностного слоя атмосферы, силь-

но изменяя ее вертикальный профиль у земной поверхности.

Учитывая, что космическая радиация и излучение почвенных ра-

дионуклидов представляют собой слабо вариативную по времени ком-

поненту плотности ионизации атмосферы, а радон и продукты его рас-

пада – сильно вариативную компоненту, функцию плотности плазмы

приземной атмосферы записывают следующим образом [102]

)()(),(),( zQzQtzQtzQ

spacesoilairtot



. (2.1)

Функцию плотности ионизации почвенными радионуклидами опи-

сывают выражением [109]





)()(

iisoil

zQAzQ

, (2.2)

где

– удельная активность i-го радионуклида в грунте, Бк/кг; i=1–5 –

индекс, соответствующий

235

232

Th,

226

Ra (

238

U),

K и

137

Cs.

Функция плотности ионизации за счет атмосферных радионукли-

дов, в общем случае, определяется двумя компонентами: радоновой и

тороновой

),(),(),( tzQtzQtzQ

TnRnair



. Функции

),( tzQ

являются

весьма изменчивыми во времени и по высоте, и рассчитываются из сле-

дующего выражения [102]







j i

iji

air

tzAI

tzQ

)),((

),(

, (2.3)

где

– интенсивность j-го вида излучения на 1 распад

-го радионук-

лида, Мэв расп

-1

),( tzA

– функция объемной активности

-го радио-

нуклида, Бк·м

-3

;

– средняя энергия, затрачиваемая на образование j-м

излучением одной пары ионов в воздухе.

Результаты моделирования вертикального профиля плотности ио-

низации приземной атмосферы, образованного за счет радоновой и то-

роновой компонент, показали, что интегральное значение плотности

ионизации определяется плотностью потоков радона и торона с поверх-

ности грунта, а форма вертикального профиля – текущим состоянием и

изменчивостью атмосферы.

ГЛАВА 3. КЛАССИФИКАЦИЯ МЕТОДОВ ИЗМЕРЕНИЯ

ПЛОТНОСТИ ПОТОКОВ РАДОНА И ТОРОНА

Классификация методов измерения плотности потока радона и то-

рона, предложенная в работе [110], произведена по типу детектора, из-

меряемого параметра, длительности измерения, в зависимости от конст-

руктивных особенностей накопительной камеры, в которой аккумули-

руется радон и торон, и других особенностей.

Все известные методы измерения плотности потока радона и торо-

на с твердых поверхностей подразделяются на:

1. методы измерения плотности потока с поверхности грунта (обычно

производимые в натурных условиях), где искомая величина измеря-

ется в единицах Бк м

-2

-1

2. лабораторные методы измерения плотности потока с поверхности

или единицы массы образца пористого материала (грунт или

строительный материал), где искомая величина обычно выражена в

массовых единицах Бк кг

-1

Здесь же следует упомянуть о существовании методов измерения

потока или плотности потока радона с водных поверхностей, где иско-

мая величина измеряется в единицах Бк с

-1

(Бк м

-2

-1

, Бк л

-1

), которые

в данной монографии не рассматриваются.

Схематически классификация методов измерения плотности потока

радона и/или торона с поверхности грунта или другого пористого мате-

риала представлена на рис. 3.1.

3.1. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ МЕТОДОВ ИЗМЕРЕНИЯ

ПЛОТНОСТИ ПОТОКОВ РАДОНА И ТОРОНА

Если провести небольшой исторический экскурс по развитию ме-

тодов исследования плотности потока радона, то можно выстроить сле-

дующую хронологию:

1. Первые работы по разработанным методам измерения ППР с по-

верхности земли появились еще в 1-й половине прошлого столе-

тия. В эти годы разработали основной принцип определения ППР

с помощью статической накопительной камеры и первые прибо-

ры, которые в последствии совершенствовались и модифицирова-

лись.

2. В 60-е – 70-е годы интенсивно использовали измерения ППР ме-

тодом статической НК для решения прикладных и научных задач

в области геофизики и метеорологии. В этот период был разрабо-

тан косвенный метод измерения плотности потока радона и торо-

на по градиенту их концентрации в приземной атмосфере.

3. В конце 80-х годов, с появлением электретных детекторов, метод

накопительной камеры был видоизменен из статического в дина-

мический, таким образом, появилась возможность измерять не-

возмущенный поток радона.

4. В 90-х величину ППР стали использовать в качестве критерия по-

тенциальной радоноопасности территорий. В России с 1997 г. ус-

тановлен норматив 80 мБк м

-2

-1

[64] для грунтов, на которых

строят жилые здания. С этого времени резко возросло количество

публикаций о разработке новых и модификации имеющихся ме-

тодов измерения плотности потока радона, а также торона.

Методам измерения плотности потока торона (

220

Rn) (ППТ) посвя-

щено гораздо меньше научных работ, около 6 % от общего количества

[111115]. Это объясняется тем, что торон не представляет опасности

для здоровья населения, вследствие его малого периода жизни. Однако,

для некоторых задач в области геофизики и физики атмосферы пред-

ставляет большой научный интерес исследование величины и диапазона

измерения ППТ с поверхности земли, и выявление влияющих факторов.

Например, простые расчеты показывают, что торон, выходящий с по-

верхности земли, и продукты его распада вносят заметный вклад в ио-

низацию приповерхностного слоя атмосферы [116].

В настоящее время метод накопительной камеры воплощен в таком

разнообразии различных приборов и комплексов для измерения ППР,

использующих различные сочетания методов и способов накопления и

измерения радона, что позволяет произвести их классификацию.

3.2. ПРЯМОЙ И КОСВЕННЫЙ МЕТОДЫ ИЗМЕРЕНИЯ

В первую очередь, все методы измерения плотности потока радона

и торона c поверхности грунта подразделяются на:

 прямые методы измерения (накопление радона в камере, установ-

ленной на поверхность грунта с последующим или синхронным из-

мерением накопленной активности)

 косвенные методы измерения (расчетные способы, основанные од-

ной из моделей переноса радона в пористых средах, совместно с из-

мерениями одного из входных параметров модели (активности радо-

на в почвенном или атмосферном воздухе, радия или урана в грунте)

с последующим пересчетом измеренной величины в ППР.

Рис. 3.1. Схема классификации методов измерения плотности потока

радона и/или торона с поверхности пористого материала

Косвенные методы включают 4 варианта:

1. Метод расчета ППР/ППТ на основе диффузионной модели переноса

и закона Фика, с использованием измеренных, либо справочных дан-

ных по физико-геологическим характеристикам грунтов: удельная

активность

226

Ra (

238

232

Th), пористость, плотность грунта, коэффи-

циенты эманирования и диффузии радона/торона [78, 117119].

ПРЯМЫЕ МЕТОДЫ

ИЗМЕРЕНИЯ

КОСВЕННЫЕ

МЕТОДЫ

ИЗМЕРЕНИЯ

Активные методы

измерения накоп-

ленной активности

Пассивные методы

измерения накоп-

ленной активности

Полупроводниковый

Сцинтилляционный

Ионизационный

Трековый

Электретный

Адсорбционный

Диффузионная

модель переноса +

226

Ra или

232

Th в

грунте

Статическая НК

Динамическая НК

Диффузионная

модель переноса +

измеренный в

грунте градиент

ОА радона

Диффузионно-

адвективная мо-

дель переноса +

измеренная в

грунте ОА радона

на 2-х глубинах

По радону/торону

в приземной атмо-

сфере

2. Метод расчета ППР по измеренному градиенту объемной активности

радона в почве и диффузионной модели переноса [120].

3. Метод расчета ППР на основе диффузионно-адвективной модели пе-

реноса по двум значениям объемной активности радона, измеренным

на двух глубинах [121123].

4. Метод определения ППР/ППТ по радону/торону в приземной атмо-

сфере. Этот метод имеет несколько вариантов. В первом – произво-

дят расчет эффективного (среднего по большой территории) значе-

ния ППР с использованием метода баланса [120, 124125]. Метод ба-

ланса заключается в измерении вертикального распределения про-

дуктов распада радона в атмосфере при самолетном зондировании.

Во время самолетных зондажей на разных высотах отбирали на

фильтр аэрозольные компоненты воздуха с последующим измерени-

ем суммарной альфа-активности короткоживущих продуктов. Ре-

зультаты данного метода полезны при изучении ряда вопросов дина-

мики атмосферы. Однако, данный метод имеет множество ограниче-

ний, достаточно трудоемкий и дорогой. Похожий метод, только у

земной поверхности и применительно к оценке ППТ, был предложен

в работе [111]. Другой вариант метода описан в работах [89,

126129].

Существуют также другие косвенные методы, описанные в §4.5, не

нашедшие широкого применения на практике [106, 130].

Основу всех прямых методов измерения ППР составляет использо-

вание измерительного устройства (детектор, радиометр) и накопитель-

ной камеры. В зависимости от их взаимного расположения прямые

методы имеют 2 варианта:

1. измерительное устройство располагается непосредственно внутри

НК (или совмещено с НК) (рис. 3.2а);

2. измерительное устройство располагается снаружи НК (рис. 3.2б).

3.3. СТАТИЧЕСКИЙ И ДИНАМИЧЕСКИЙ МЕТОДЫ

ИЗМЕРЕНИЯ

По конструктивным особенностям накопительной камеры все

методы подразделяют на:

 статические (камера закрыта во время накопления) (рис. 3.2а,б);

 динамические ("приоткрытая" камера), для измерения "невоз-

мущенного" потока (рис. 3.3).

Большей распространенностью отличается статический метод, в

котором НК закрыта в течение определенного времени накопления ра-

дона, затем она проветривается перед началом нового измерения. Про-

цесс проветривания НК может быть автоматизирован.

Рис. 3.2. Схема статического метода измерения ППР

Рис. 3.3. Схема динамического метода измерения ППР

Измерительное устройство,

либо клапан для

вывода газа

НК

Измери-

тельное

устрой-

ство

НК

Измеритель-

ное устрой-

ство

)