同位素在矿产方面的研究论文

矿床的同位素工作包括放射性铀、铅同位素年龄和同位素锶比值分析以及稳定同位素 碳、氢、氧、硫的测定。

（一）萤石的锶同位素比值变化

锶同位素测定方法是将称取样品粉碎至200目，置于Teflon烧杯中，加入Sr稀释剂和 HF＋HClO4混合酸溶解，待样品完全溶解后，蒸干。再用HCl溶解蒸干样，其溶液载入 DOWE×50W×8（H＋）（200～400目）离子交换柱。分离Sr同位素组成，是将Sr解释吸液 收集，蒸干送质谱分析。

锶同位素比值是采用MAT260固体同位素质谱计，M2＋离子形式，法拉第筒接收器接 收。Sr同位素采用单带分析，加Ta2O5发射剂。Sr同位素质量分馏采用88Sr/86Sr＝ 校正。标准测定结果：NBS987SrCO387Sr/86Sr＝±2（2σ），测定精度优于％，Sr流 程空白为9-9～9-10g。

作为锶同位素比值在岩石学方面，大量用于岩石成因讨论。至于热液成矿作用形成的 矿物中用87Sr/86Sr的比值来推测热液流体的物质来源尚无资料借鉴。本着探索的原则，对 于下庄矿田的萤石进行87Sr/86Sr的比值测定，测定结果见表9-15。

表9-15 萤石87Sr/86Sr比值分析结果

从两种不同世代萤石的87Sr/86Sr比值看，它们之间没有发生明显的变化，铀矿化之后的 热液阶段的石英、绿色萤石、方解石组合中的萤石87Sr/86Sr为，而铀矿化阶段的紫 色萤石87Sr/86Sr为，略低于绿色萤石。可否认为这种微小的87Sr86Sr值变化是由于 热液演化出现的分异变化。

（二）方解石的碳氧同位素

碳、氧同位素的分析方法，采用100％磷酸法，反应温度25℃±℃，恒温震荡不少 于14 h，生成的CO2用冷冻法去水，反应瓶一离开恒温水浴立即用-70℃冷液冷冻，用液 氮冷冻法收集全部生成的CO2。质谱参考气为经过纯化的CO2，用MAT-251型质谱计测 量其δ13C和δ18O值；质谱计处于最优先技术状态，质谱测量精度优于‰。δ13C以 PDB为标准，δ18O分别以PDB和SMOW为标准，同时测得δ13C和δ18OPDB及δ18OV-SMOW 的‰值。

方解石是下庄矿田热液生成物中发育广泛和生成时间延续较长的一种矿物，它既可 以早于沥青铀矿发生沉淀，又可以与沥青铀矿同时形成，还可以在热液的晚阶段析出。课题共选送了8个方解石样品进行了碳氧联合测定。8个样品的方解石多为早于或晚于 沥青铀矿的热液阶段生成的，也有与沥青铀矿同时沉淀的。方解石样品在颜色上有红色（样号后有R注脚）、有黑色（样号后有b注脚）、白色（样号后无注脚）。它们的碳氧同位 素测定结果见表9-16。

表9-16 方解石碳、氧同位素测定结果

方解石中的碳、氧同位素，决定于热液流体中碳的存在化合物形式：如 和 等。方解石形成时的碳、氧同位素组成，决定于上述化合物平衡反应的同位素分 馏。然而，不同碳的化合物形式可能存在着不同的来源，这样不同来源碳的化合物形式都可 以提供热液流体以不同的13C值的碳。而热液中T、fO2、和pH值的变化，又会引起热液流 体中的δ13C值发生变化。原因是不同碳的化合物形成，它们之间的键能存在着差别，这样 就必然引起碳、氧同位素在生成物中的变化。如在岩浆系统中CO、CS总是比CO2或CH4小 得多的丰度。遗憾的是CO与CO2或CH4间的碳同位素交换反应速度尚无实验研究，因此，只能根据方解石的碳同位素结果进行分析。

方解石的碳同位素从表9-16可以看出，δ13CPDB‰变化在‰～‰，而 δ13CPDB‰为‰的方解石，是与沥青铀矿同时形成的方解石。这就是说早于和晚于矿化 的方解石并没有因热液流体温度降低而发生碳同位素分馏。而矿化期的方解石δ13CPDB＝ ‰明显低于矿化前后形成的方解石中碳同位素值。这种现象很可能是由于热液流体 中氧化型碳化合物和还原型碳化合物的比例发生变化引起，从而导致矿化期相对13C得到 富集，但矿化由于含矿热液流体氧逸度变化，碳化合物类型不断变化，所以矿化阶段方解石 的碳同位素也是在变化的，如X471的δ13CPDB＝‰～‰。

方解石中氧同位素和碳同位素一样，不同阶段的方解石中的氧同位素变化范围也较小，从SMOW为标准的δ18O值看，变化在＋‰～ ＋‰，从表9-16中不同阶段 δ18OSMOW看，矿化阶段的氧同位素值略低于矿前阶段和矿后阶段。

从不同阶段方解石的碳氧同位素值看，热液流体体系中碳同位素平衡反应没有发生变 化，因而未造成明显的同位素分馏。

（三）石英的氧同位素及其包裹体水中氢同位素

下庄矿田矿化的主要伴生脉石矿物是石英，它具有形成时间长、颜色变化多、粒径结构 变化大，与铀矿化关系亲疏兼有。为此，课题组选送了8个石英样品进行了氧同位素测定，其中的7个石英样品同时进行了包裹体水中氢同位素分析。

脉石英氧同位素及其包裹体水的氢同位素分析方法：先将样品置于真空干燥箱中，在 105～110℃烘干，称取烘干样12 mg（称样精度为 mg），用特制装样器送至预先已充入 Ar气的反应器底部，然后将反应器接回真空系统，抽除系统中Ar气，再加5倍样品的BrF5 用液氮冷冻，再抽真空至×10-3Pa，撤下液氮杯加热到500～550℃，反应完毕后，用冷水 使反应器迅速降至室温，进行氧提取。将收集的待测定CO2样品在MAT-251EM质谱计上 进行同位素分析，质谱计的测量精度为‰。

石英包裹体是采用加热爆破法从样品中提取原生流体包裹体中的H2 O和CO2（30 min），将提取的H2O与Zn在400℃条件下反应30 min制取H2，将制得的H2样品送 MAT-251EM质谱计进行同位素分析，质谱计的测量δD精度为±3‰，标准采用国际标准 SMOW。

石英样品的氧同位素与其相对应的包裹体的氢同位素测定结果列入表9-17。

表9-17 脉石英的氢、氧同位素测定结果

从表9-17的δ18O值可以看出，不同阶段石英的氧同位素是变化的，这种变化可能由3 个因素引起。即热液流体演化导致不同阶段结晶沉淀的脉石英的氧同位素不同；不同阶段 热液流体的含氧矿物结晶分异导致石英的氧同位素发生变化；不同阶段脉石英生成时的物 理化学条件不同，石英的结晶有序性差异而引起不同阶段石英的氧同位素不同。

在以往的许多研究者利用石英测定的氧同位素值，和热作用产生的蚀变粘土矿物的氢 同位素，通过分离系数与温度之间分馏方程来计算流体中水的δ18O‰，这种分馏方程只服 从在下列平衡条件的依存关系，即：

南岭贵东岩浆岩与铀成矿作用

这就是说在H2O与SiO2的体系中水与二氧化硅之间的氧同位素交换是遵循1/T2的依 存关系。然而，许多铀矿床中的脉石英不能满足上述平衡反应关系。因为它们所处在的体 系并非是简单的H2O和SiO2。

除了铀矿床脉石英组成，采用同位素平衡反应交换方程来计算热液流体水中δ18O‰存 在有疑义外，还存在有包裹体测温的可靠性。下面将陈安福（1982年）和张建锋（2003年） 用均一法测得相同阶段同一矿物的均一温度作一简单对比（表9-18）。

表9-18 均一法测定的温度对比

从表9-18中的温度变化范围和两次测定的差别不难得出，均一法测得的温度如此大 的变化范围和不同人的测温之差恐怕很难计算出一个被认可的热液流体水中δ18O‰值。造成均一法测温的温度的变化原因，很可能是判定原生包裹体不一致引起。因为，“原生成 因包裹体的证据则相对稀少”（）。

如果不考虑上述原因，采用Matsuhisa（1979），250～500℃温度范围内石英——水系统 中氧同位素分馏方程和张立刚（1985年）的石英-水系统中氧同位素分馏方程计算出各种石 英在250℃水热系统中δ18OH2O‰值，它们的分馏方程式分别为：

南岭贵东岩浆岩与铀成矿作用

通过上面两个分馏方程式计算出，8个石英在水热系统中水的δ18OH2O‰值见表9-19。

表9-19 石英-水体系中δ18OH2O‰值计算结果

从表9-19中两个分馏方程计算出水中氧同位素值是一个变化范围较大的区间，Matsuhisa的分馏方程，计算的δ18OH2O‰变化为‰～‰。张立刚的分馏方程计算的 δ18OH2O‰变化在‰～＋‰。显然，这种大范围的变化与脉石英氧同位素测定值变 化原因是一样的。

由于热液脉石矿物中，方解石较脉石英的组成纯净，方解石中的碳同位素，从矿前、矿期 到矿后阶段没有发生明显的碳同位素分馏现象，而且它的氧同位素也表现出同碳同位素一 样的特征，因此，可以考虑采用方解石的δ18O‰值，计算方解石-水体系中δ18O‰值。采用 O’Neil等（1969），温度范围0～500℃，方解石-水体系中氧同位素分馏方程：

南岭贵东岩浆岩与铀成矿作用

通过该方程计算出相应方解石的水体系中水的δ18OH2O‰（表9-20）。

表9-20 方解石-水体系中δ18OH2O‰值计算结果

从表9-20计算出的δ18OH2O‰值，除方解石含针铁矿和水锰矿的样品外，其余的方解 石它们相应的水中δ18OH2O‰变化在＋‰～‰，这一变化范围，恰好与火成岩和深 成岩的岩浆水δ18OH2O‰值＋‰～＋10‰，十分接近。加之石英包裹体水中δD‰变化在 -41‰～-73‰，与岩浆水的δD值变化范围-50‰～-85‰大部分重叠。因此，可以说下 庄矿田成矿热液流体中水的来源不是大气降水，而是岩浆水。

（四）黄铁矿中的硫同位素

硫同位素分析方法，是将分析样中硫化物与氧化铜和五氧化二钒混合氧化剂在高温真 空条件下反应制取SO2。将制取SO2送MAT230C质谱计测定δ34S‰。采用标准为CDT国 际标准，测定方法总精度为±‰。

黄铁矿中的硫同位素决定于它的流体来源、黄铁矿沉淀过程、流体的性质和与其他硫化 物的形成时产生的分馏效应等众多因素。因为作为构成黄铁矿的阴离子S2-可以是多种多 样的条件下形成，如：S2-来自H2S，它可以在酸性条件形成FeS2，也可以在碱性条件下S2- 与Fe2＋结合生成FeS2；S2-也可以来自SO42-还原生成S2-，然后与Fe2＋结合生成FeS2。不 同条件，不同来源的硫由于同位素组成上的差别，它们生成新生黄铁矿的硫同位素组成是不 同的。另外，同一来源的流体在脉体中沉淀出的黄铁矿和流体与矿旁岩石的扩散交代生成 的黄铁矿，它们之间的硫同位素组成也是不同的。即使是矿旁蚀变带中新生的分散黄铁矿 也是从内带向外带，硫同位素是从相对富轻硫到相对富重硫。

下庄矿田矿化热液流体生成的硫化物除黄铁矿外，还有方铅矿、闪锌矿、白铁矿、硫铋铅 铜矿、硫铋铅矿等。但硫化物中占优势的矿物为黄铁矿，而黄铁矿从沉淀的不同过程可以将 其划分为从热液流体中沉淀的黄铁矿，即以各种不同组成脉体产出的黄铁矿和热液流体与 围岩作用，形成于围岩中分散的黄铁矿。

下庄矿田的矿床硫同位素研究系统工作始于蔡根庆（1979年），后有陈安福（1982年） 和李子颖（2003年），共选送了4个矿床，一个矿点的黄铁矿样56个。这些黄铁矿包括有不 同产状、不同空间、不同阶段和不同结晶集合形态的黄铁矿样。下面分别就脉体产出和分散 于围岩中的黄铁矿的δ34S‰变化作简要讨论。

1.脉体产出的黄铁矿是多种多样，有的黄铁矿是与沥青铀矿组成的矿化脉体；也有黄铁矿分 别与方解石、石英、萤石组成不同的脉体，还有黄铁矿形成单一矿物组成的脉体。不同脉体中黄 铁矿结晶特点上也存在有差别。因此，黄铁矿中的δ34S‰通常会表现出一定的变化范围。各种 各样的脉体也可以产出在不同的围岩之中，但一般看不出它们之间的δ34S‰有差别。这里列出 660矿床、670矿床和672矿床，不同阶段脉体中黄铁矿的δ34S‰值（表9-21）。

表9-21 不同阶段黄铁矿的δ34S‰值计算结果

从表9-21 黄铁矿的δ34S‰值可以看出：

(1)矿化阶段的黄铁矿δ34S‰值变化范围较宽，非矿化阶段的黄铁矿δ34S‰值变化范围 较窄，但两者按变化范围有较大的重叠区；

(2)从黄铁矿按结晶粗细来划分，矿化和非矿化阶段的黄铁矿δ34S‰值，粗晶黄铁矿 δ34S‰值变化范围要略宽于细晶黄铁矿的δ34S‰值，但它们的变化范围也有重叠；

(3)根据上述黄铁矿的δ34S‰变化范围，可以认为在整个热液流体形成过程中黄铁矿的 硫同位素分馏作用不强烈；

(4)从表9-21中4对相对应的同一阶段，结晶特征不同的两种黄铁矿的δ34S‰值比较 看，大多数情况下，先沉淀的细晶快速结晶黄铁矿比结晶速度变慢的粗晶块状或片状黄铁矿 富重硫。因此，可以说结晶速度是导致硫同位素发生分馏的原因之一。

H010a样的粒状集合体黄铁矿的δ34S为‰，H010b样的细晶黄铁矿的δ34S为 ‰，两者差值为‰；H516样的块状黄铁矿的δ34S为‰，H516a样的细晶黄铁矿 的δ34S为‰，两者差值为‰；H214a样的块状黄铁矿的δ34S为‰，H214样的细 晶黄铁矿的δ34S为‰，两者差值为‰；X503A样的片状集合体黄铁矿的δ34S为 ‰，X503b样的细晶黄铁矿的δ34S为‰，两者差值为‰。这些相对应黄铁矿中 的硫同位素对比，反映了流体中S2-离子浓度和反应速度对同种生成物中硫同位素组成的影响。

2.矿旁蚀变辉绿岩中分散黄铁矿中硫同位素变化

矿旁蚀变辉绿岩中分散黄铁矿中硫同位素变化，实际上是热液流体流经围岩的过程中，液、固相互的反应产生物。因此，热液流体流经围岩的整个过程，即液、固相间反应在空间上 是变化的，这种变化是流体性质组成在扩散交代过程中，热液流体由于硫同位素组成不断分 馏，沉淀出的黄铁矿的硫同位素组成也是不断变化的。

蚀变辉绿岩中分散黄铁矿，共采集了678矿床矿化蚀变围岩样品9个，其外围葛腾坪辉 绿岩样2个，660矿床蚀变辉绿岩样4个，小水矿床矿体旁辉绿岩样1个，现将它们的δ34S‰ 值列入表9-22中。

表9-22 辉绿岩中分散黄铁矿的δ34S‰值

从表9-22中的δ34S‰值看：

(1)矿旁蚀变岩石中黄铁矿的硫同位素一般轻硫同位素含量高，远离的近矿蚀变辉绿岩 中分散黄铁矿含重硫同位素比例大；

(2)小水矿床中的石英-黄铁矿-沥青铀矿矿脉中的黄铁矿含重硫同位素较高；

(3)660矿床5个硫同位素样品的硫同位素值差别显著。

上述现象说明，矿旁围岩中分散黄铁矿的硫同位素，向远离围岩中分散黄铁矿的硫同位 素有明显的硫同位素分馏现象，这种变化可以解释为一次扩散交代产物，即交代外带较矿旁 富重硫。也可以解释为早晚不同热液流体交代围岩的产物，即早期热液流体交代辉绿岩生 成的分散黄铁矿富重硫同位素，而矿化期热液流体交代辉绿岩生成的分散黄铁矿则轻硫同 位素比例明显增加。两种不同的解释，前者是交代围岩的热液流体从内向外，酸度逐渐降 低，热液流体中H2S离解，逐渐向S2-方向移动增强，进入沉淀的黄铁矿中的重硫逐渐增多。后者则是早期热液流体交代作用，流体中H2S占优势，温度较高，这时H2S与HS-之间的同 位素分馏作用，按照计算，在温度>100℃，ΔH2S-HS-小于‰。因此，在 实际应用中可以假设ΔH2S-HS-＝0。这就是说，此时沉淀出现分散黄铁矿中的δ34S‰应 接近于流体中的δ34S‰，故出现辉绿岩中分散黄铁矿δ34S‰值为‰和‰。而矿化 期热液流体作用于围岩时，由于温度降低，流体中SO4/H2S增大，显然，由于硫的化合物之 间的键能差明显加大，参与沉淀析出的黄铁矿中轻硫同位素会明显增加。

3.花岗岩中分散的硫同位素

花岗岩中分散的黄铁矿共采集了7个样品，其中一个样品采自细粒白云母花岗岩，6个 样品采自中粒斑状黑云母花岗岩。花岗岩中分散黄铁矿硫同位素分析结果见表9-23。从 表9-23中δ34S‰值可以看出：

表9-23 花岗岩中分散黄铁矿的δ34S‰值

(1)不同花岗岩中分散黄铁矿的δ34S‰值并不一定存在着变化；

(2)花岗岩中分散黄铁矿的δ34S‰值变化，是在矿化场不同部位采集的，故出现δ34S‰从 ‰变化到‰；

(3)从花岗岩中的新生黄铁矿沉淀过程看，一种是新生黄铁矿伴随黑云母绿泥石化过程 生成的；另一种是新生黄铁矿伴随花岗岩的伊利石或伊蒙混层粘土沉淀的。显然，前者相对 偏碱（镁铁绿泥石、镁绿泥石）。ΔH2S-HS-接近0附近，故出现δ34S‰＝‰（H194）。其余的分散黄铁矿的δ34S‰变化在‰～‰，这种变化是由于与矿化中心距离不 同，流体与岩石交代作用造成硫同位素分馏所引起的。

总之，我们认为无论是各种脉体中黄铁矿的δ34S‰变化，还是蚀变围岩中分散黄铁矿的 δ34S‰变化，实际上是沉淀流体组成性质、温度等地球化学条件变化的反应，而并非硫的来 源不同引起。即该地区的硫来源于岩浆硫，其理论基础可引用对 / ΣH2S的比值函数图（图9-4）所解释的一段话，“岩浆热液的δ34S热液值在-3‰～＋7‰ 之间是不大可能生成像黄铁矿或闪锌矿的矿化物矿物，但当温度大于200℃时，δ34S‰热液大 于8‰左右的岩浆热液则可以形成δ34S‰值接近-30‰的硫化物”（图9-4）。这就是说图 9-4表明在log /ΣH2S为0的边界上与其附近，热液氧化还原状态的改变，可以大大 地影响沉淀中矿物的δ34S值。在靠近 /H2S＝0界限区域，温度为250℃时， /H2S 比值增加一个数量级（即fo2增加数量级或pH值增加一个单位）可以使δ34S值降低 20‰以上。从这一解释出发，下庄矿田硫化物生成，在不考虑方铅矿、黄铜矿、闪锌矿和白铁 矿沉淀时导致的硫同位素分馏情况下，只要有热液流体性状发生变化，就足以能出现上述黄 铁矿中硫同位素变化，即δ34S从＋‰～‰。因此，下庄矿田硫是来源于深部岩浆 源，而不是来自围岩或是混合源。

图9-4 δ34SH2S与δ34S热液的偏差作为热液的温度与 /∑H2S比值的函数图

张玉君李寿田

（地质部地球物理勘探研究所）

提要本文讨论了有关在井中应用人工活化方法分析短寿命同位素的某些问题，并报导了某些初步试验结果。

一、研究短寿命同位素的意义

最近国外开始试验将人工活化方法应用于金属矿钻孔内，其主要意图在于利用核物理方法在钻孔内直接对岩层进行物质成分的分析，从而达到提高金属矿测井地质效果的目的。

我们曾在矽卡岩类型铜矿上进行了此方法的某些试验研究。自然界铜，具有两种稳定同位素：Cu63（丰度为）及Cu65（丰度为）。经热中子照射后，通过（n，γ）反应，分别产生放射性同位素Cu64及Cu66:Cu63（n,y）Cu64;Cu65（n，γ）Cu66。根据文献[1、2]，前者的反应截面为±靶恩，后者为±靶恩。Cu64的半衰期为时，Cu66为分；Cu64蜕变时放射出两种能量的y射线，其中以具有兆电子伏的y射线占总蜕变的比例为38%，而能量为兆电子伏的y射线占，后一种射线的能谱光电峰实际上往往测不出来；Cu6仅6有一种能量为兆电子伏的y射线。从测量技术而论，测定Cu64是比较容易的；但是，在研究长半衰期同位素时遇到了一些具体的对活化方法有影响的问题。在钻孔内实际上仅能够利用两种参数进行分析，即同位素在半衰期及y射线能量方面的差异。井下测定Cu64时，必须划分其主要干扰同位素：Mn56（T=时，γ射线能量为、、兆电子伏）及Na24（T=15时，y射线行能量为、兆电子伏）。能谱分析中，Cu64的兆电子伏的光电峰迭加于Mn56及Na24之康普顿延续线上，借助半衰期参数划分Mn56及Cu64是比较有把握的，但这往往需要测量一二十个小时；而Na24与Cu64的半衰期比较接近，因此当钠含量较显著时，Na24对Cu64的干扰无论从能谱或半衰期上都是无法肯定地消除的。文献[3]中虽有两篇文章指出了解释复杂能谱的方法，但是即便利用多道谱仪进行测量，在目前尚无小直径的中子发生器的情况下，利用总强度为106～107中子/秒的中子源进行照射，在铜矿上必须照射二十个小时以上，方可得到足够的人工放射性。因此在测定长半衰期同位素时，花费时间很多，生产效率甚低。

此外，除去目前应用的点测法外，根据Ю.П.布拉谢维奇[4,5]提出的连续活化测井的理论与方法，可以连续测定某一元素在整个钻孔剖面中的含量。但在测定长寿命同位素时，目前完全不可能进行连续活化测量，因而既无法提高测定Cu64的生产效率，又无法取得完整的活化测井剖面资料。

为了克服上述困难，提出了测定短寿命同位素Cu66的设想。Al2O3在钻孔剖面中分布比较广泛，Mn是一个极易激活的元素，因此有必要在问题讨论及方法试验中同时对Cu66、Al28及Mn56进行研究。

二、测定Cu66、Al28及Mn56的可能性

针对矿区内岩石的一般化学成分，从文献[1,2,6～8]中收集了有关的核物理特性数据，现将预期的主要中、短寿命同位素的特征列表说明（见表1）。

某同位素i受密度为Q·φ中的热中子流照射t1时间后，在t2时间所测得的活化放射性强度Ii可按下式计算[9,10]:

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式中 Ni—在单位体积岩石中同位素i的原子核数，

σ：—同位素i的活化截面，

（1- －λit1）—活化饱和因数，

—蜕变因数，

λi－同位素i受热中子照射后所产生之活化同位素的蜕变常数，

—i 有效活化空间中可作用于探测器的部分，

ki—某种能量的γ量子在活化同位素百次蜕变中产生的数目，

k1—探测器的计数效率。

式中之Ni可按下式计算：

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（2）式中 Ai—元素i之克分子量，ρ－矿石的密度，Pi－元素i之一般品位，fi－同位素i之丰度。

假定Q·φ、ρ、Vi、k1对各种同位素来说均一致，且照射时间均为无穷大（相对于T），测量时间均为零，那么可以认为各种活化同位素的γ射线强度Ii与下述乘积成比例：

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将所计算之M值列于表1中。利用M值可对各种不同活化同位素的活化效应进行比较。在短寿命同位素中，Al28的活化效应最为显著，其γ射线的能量较强，能谱单纯，是活化分析中很有利的一种同位素；Cu66的活化效应比Al28低很多，但其γ射线能量适中，能谱也很单纯，活化分析的条件也存在；V52的活化效应与Cu66接近，能谱也甚单纯，是值得重视的对象；Ca49有一种γ射线的活化效应为Cu66的一半，能量甚高，Mg27具有两种活化效应与Cu66同一数量级的y射线，其中，以兆电子伏的谱线最强，对Ca49及Mg27也应给予注意；Co60M虽有一种γ射线活化效应约为Cu66的三倍，但其能量甚微，仅兆电子伏，可不予考虑；S37、Ti51、Ni65的活化效应甚弱，形成研究对象或造成干扰的可能性均不大。

中寿命同位素中以Mn56的活化效应最为显著，Mn56的能谱也较简单，是活化分析中的重要对象，Ba139及Cl38也应给予重视，Si31的活化效应甚低，在试验中可予忽略。

Po-Be中子源具有很宽的中子能谱分布，最高能量可达l 1兆电子伏，因此对快中子反应同样应适当注意。岩石中含量很高的Si28及Fe56分别受能量为4—12及—兆电子伏的快中子照射后，通过（n,p）反应，相应产生Al28及Mn56，可能造成Al28及Mn56的附加异常。

表1

为了进一步验证上述分析，进行了室内样品的活化试验。试验使用了普通的闪烁式测井仪以及室内单道y射线能谱仪，其分辨率对Cs137的兆电子伏的光电峰在道宽为1伏的时候为18%～20%，活化样品装入特制的有机玻璃样品盒内，其形状保证了晶体的最大探测效率（即具有较好的几何条件）。测定短寿命能谱采用了自峰顶开始依次向左右两翼测量的方法。Po-Be中子源的强度为（5～12）×106中子/秒。

对CuO及CuSO4试剂照射（1～10）T，测出了Cu66的能谱峰，与预计光电峰顶位置十分接近，半衰期的测定结果也接近分（见图1）。当用全谱积分测定Cu66的半衰期时，应注意Cu64对Cu66的影响，只有当照射时间甚短（如1× ）时，Cu64的饱和因数仪为，可被忽略，Cu66的实测半衰期为分，而当照射时间超过2× 时，所测得的视半衰期均大于分钟，且数值与理论推导结果十分吻合（见表2）。

图1 Cu65（n,y）Cu66;Al27（n，γ）Al28;Si30（n，γ）Si31反应试验图

能谱图。

能谱图，样品：CuO 1595克；用总强度为×106中子/秒的P0-Be源照射18T。

能谱图，样品：SiO2100克；用总强度为×106中子/秒的P0-Be源照射。

能谱图，样品：Al2O3750克；用总强度为×106中子/秒的P0-Be源，照射20T。1—4均用道宽二伏测量。

5.标定曲线。

.分别为Cu66及Al28之衰变曲线。

张玉君地质勘查新方法研究论文集

式中T。为视半衰期，t为照射时间， 及 分别为Cu64及Cu66在零时间的饱和活化强度，n由试验测得为。

上式在推导时曾假设了，在测量Cu66过程中（一般在十分钟以内），Cu64来不及蜕变，仅以常数出现。

表2

利用Al2O3及Al（OH）3试剂进行了Al27（n,y）Al28反应的试验，照射时间为（1～20）T，所测定的能谱光电峰值及半衰期值均与文献资料十分吻合，且比Cu66反应更为清晰（见图1）。

为了验证Si28（n,p）Al28快中子反应对Al28的影响，用SiO2做短时间照射，在现用仪器灵敏度及中子源强度均较低的情况下，未能测出这一反应.可认为在现有条件下，此反应对Al28的干扰不大。

在分析中，Al28可不受Cu66的干扰，但Al28对Cu66的干扰是十分严重的，由于没有多道谱仪，未能对能谱干扰的问题进行研究，用不同比例含量的CuO及Al（OH）3的混合样品，进行了全谱积分半衰期的测定，结果说明，当铝的含量达到铜含量的1/2时，Al28对Cu66的干扰已十分严重，仅用半衰期的参数，几乎无法将Cu6从6综合活化效应中划分出来。

Mn56是一个最容易测定的同位素，能谱及半衰期曲线均测的十分理想（见图2）。由于Mn56的三种能量的光电峰均可反应出来（以兆电子伏的峰最为突出），因此在活化分析时，可做为标定谱仪的一种简便易得的同位素。Mn56在混合样品中也表现得甚为明显（见图3），可考虑利用Mn56在活化测井时做为标志谱线。虽然Mn56的兆电子伏的光电峰很高，但它与Cu66及Al28的γ射线可从能量上区分开来，而Mn56的另外两个谱线对Cu66及Al28均有干扰，Cu66受其康普顿延续线的影响，Al28的光电峰重迭于Mn56的兆电子伏的光电峰上，同时又受能量为兆电子伏的y射线的康普顿延续线的影响。结合以半衰期的测定，Mn56对短寿命同位素的干扰是可以消除的。

图2Mn55（n,y）Mn56反应试验图

能谱曲线，能谱曲线，衰变曲线，4.标定曲线

图3混合样品试验图（Cuo+MnO2+NaCl）

样晶含量：Cu:800克，Mn:克，Na:157克，Cl:243克照射时间：时，中子源强：×106巾子/秒

1.能谱曲线（道宽1伏），2.衰变10小时后之能谱曲线.3.衷变曲线（道宽3伏，甄别阀10伏），4.标定曲线

Fe56（n,p）Mn56反应也得到了验证（见图4）。所用试剂为Fe2O3，所测得的光电峰值为兆电子伏，半衰期接近Mn56的半衰期标准值，因此可以预计，在井中分析时，铁的普遍存在也将增高Mn56的强度。但Fe56（n,p）Mn56反应较Mn55（n,y）Mn56反应弱的多。

Si31的兆电子伏的光电峰也测出了（见图1）。光电峰位置略低于预计值，但偏离仍在允许范围之内.在半衰期测定中，Si31也将叠加在Mn56的成分上。

图4Fe56（n,p）Mn56反应试验图

a——能谱图，b——衰变图。

用BaSO4试剂对Ba138（n，γ）Ba139反应进行了试验，仅测出了能量为兆电子伏的光电峰，见图5;兆电子伏的光电峰及半衰期均未测出。

用MgCl·6H2O试剂仅测出了Cl38的半衰期为37分，但活化放射性强度不高。

对Mg27、S37、Ca49等同位素进行试验，无论能谱曲线或是半衰期曲线均未测出，因此认为Mg、S、Ca的干扰是可以忽略的。由于未找到足够量的适用试剂，未能对V52进行试验。

图5Ba138（n,y）Ba139反应试验图

l——Cs137能谱曲线；2——标定曲线；3——BaSO41000克受×106中子/秒照射后之能谱图。

综合上述讨论及试验，可认为在铜矿上研究短寿命同位素时主要的课题是如何从总的综合活化异常中分解Al28、Cu66及Mn56三种活化同位素的放射性。

为了评价Al28、Mn56及Cu66的实际活化效应，将同一仪器测量的能谱光电峰顶计数率换算成为标准条件：用106中子/秒的中子源对100克元素照射无限长时间，改变放大倍数使峰顶均出现在10伏，用道宽为1伏的分析器，在零时间应测出之读数值为I（表3）。又将M值换算为适合1%品位含量，即M1。

表3

从上表可以看出活化效应的比例，计算值为：Cu66∶Al28:Mn56=1∶∶；实测比例为：Cu66∶Al28:Mn56=1∶∶237。两者十分吻合。

三、井下初步试验

井下人工活化方法试验是在175号钻孔内进行的，中子源强为（5～7）×106中子/秒，井下γ射线能谱仪的分辨率约为20%，曾在17个层位上进行了活化放射性能谱及半衰期的测定，测量方法与室内样品分析时所采用的方法接近，照射时间根据所研究的对象分别选择。现选择某些有代表性的实测资料，加以讨论。

以深度为米的层位为例，来分析一下Al28的能谱曲线[见图6-（2）]。谱线形状尖锐明显，而脉冲计数率较小，它的光电峰顶位置在伏。根据能量为Eγ＝兆电子伏的Cs137标准源的实测光电峰顶位置，划出的仪器标定曲线[图6-（4）],Al28（Eγ＝兆电子伏）的光电峰顶应该在伏位置上出现。引起Al28的预计位置和实测位置差异的原因，用测量仪器对较高能量射线不呈线性[图6-（5）]的理由进行解释。

图6Al28,Cu66+Al28实测能谱曲线图

1——Cs137能谱曲线；2—— 18能光谱曲线；3——Cu66+ 能谱曲线；4——仪器标定曲线；5——实测光电峰幅度与γ射线能量关系曲线。

由于上述位置的差异，致使在定性分析解释Al28时，不能单一地依据它的能谱资料，尚须利用它的半衰期数值。

图7是Al28的衰变曲线图，系用积分线路（甄别电压为30伏）测量。从Al28实测衰变曲线上求得半衰期值T=分，与Al28的半衰期标准值完全一致。

图7Al28实测衰变曲线图

综合分析能谱及半衰期的资料表明，还是可以定性地确定在米层位上活化同位素Al28的存在。

以相同条件测得 混合能谱曲线，[见图6-（3）]。Cu66的光电峰谱线是叠加在Al28的康普顿延续曲线上，峰形亦极尖锐明显，脉冲计数率也很低，峰顶位置为伏。按仪器的标定曲线计算[图6-（4）],Cu66光电峰（Eγ＝兆电子伏）应是在伏上，预计位置和实测位置较为接近。它们之间存在着一些差异，可以是由仪器的线性稍差而引起，也可以是由仪器的稳定性稍差，而在不同时间内测得的Cs137谱线有位移，使仪器标定曲线的斜率产生变动而引起。

由于同位素Al28衰变极快，若用从峰顶位置开始依次向左右两翼测量的方法，测量迭加在Al28康普顿延续曲线上的Cu66光电峰时，有可能当Cu66同位素不存在时，把Al28康普顿延续曲线测成假象的光电峰形状谱线，而误认为是Cu66的光电峰。因此，须进一步应用Cu6的6半衰期数据，加以澄清。

用积分线路（甄别电压为20伏）测得的衰变曲线[图8-（1）]，是Cu66光电效应、 光电效应和 康普顿效应的混合衰变曲线。单纯地应用作图分解法很难区分开Cu66和Al28各自的衰变曲线以及求出它们相应的半衰期值，尚须借助于双同位素量板分解法。利用已测得的 衰变曲线（图7），加以照射时间的校正后[图8-（2）]，从实测混合衰变曲线上[图8-（1）]减去，减少部分 强度值后[图8-（3）]，有利于进行量板分解，提高分解结果的可靠性。通过量板分解，可以求得 和Cu66的起始活化强度[图8-（6）]，然后根据量板分解结果和Al28的半衰期标准值，绘出它的衰变曲线[图8-（4）]，从 混合衰变曲线上[图8-（3）]A去 衰变曲线，获得Cu66衰变曲线[图8-（5）]。

从分解后的Cu66衰变曲线上[图8-（5）]求得半衰期值T=分，与Cu66的半衰期标准值（T=分）几乎一致。根据分解所得的半衰期资料，可以较有依据地认为，在米层位上测得的能谱曲线包含着Cu66光电效应谱线，也即是定了性地确定了在该层位上Cu66的存在。

如本文第二节所述Al28的γ射线能量比Cu66的γ射线能量要高得多，因此，测量Al28的能谱曲线或者半衰期曲线时，可以通过测量仪器的甄别电压控制，避免Cu66对Al28的干扰，但是在测量Cu66的能谱曲线或者半衰期曲线时，Al28对Cu66的干扰，不仅无法避免，而且很为严重。尽管Cu66和Al28的γ射线能量量之间有差别，反映在测量仪器甄别电压上（即光电峰顶位置）的差距很大，但是在目前仪器水平较低，以及尚无相应的消除康普顿效应对谱线影响的措施情况下，单一地辨别叠加在Al28康普顿效应上的Cu66光电峰是很困难的。而Al28和Cu66的半衰期标准值仅差一倍多，造成对Cu66+Al28混合衰变曲线分解时的困难，目前还没有一个完整的方法，可以单一地进行分解。

上面的分析是在假设只有Al28和Cu66两个同位素存在的前提下进行的，而实际情况却更要复杂得多。根据室内化学样品的活化分析资料，同位素Mn56对Cu66干扰的可能性是存在的。另外，也可能存在Cu64或其他同位素对Cu66的干扰。由于资料的缺乏以及水平有限，没有能够作更深入一步的分析。

图8Al28,Cu66衰变曲线和量板分解曲线图

1——实测 混合衰变曲线；2——经照射时间校正后 衰变曲线； 混合衰变曲线； 衰变曲线（根据量板分解结果绘出）；5——Cu66衰变曲线；6——双元素量板分解曲线。

在进行井下活化试验时，曾在两个矿区的许多层位上均发现了一个半衰期为时左右的活化异常，根据其半衰期曾判断此异常可能由Mn56所引起，经过岩芯取样化学分析以及室内样品活化试验，证实这一判断是符合实际情况的。Mn56的活化异常显著，很容易用半衰期测定法由总活化异常中分解出来（如图9），且其半衰期适中，既较长寿命同位素易于激活，又较短寿命同位素测量简便，矽卡岩型铜矿含锰约，在这样的低品位条件下仍能用弱中子源激活出较强的人工放射性。至于铁的干扰是可能产生的，由于井下仪器外径小于钻孔井径，井液将起一定的慢化作用，因此Fe56（n,p）Mn56的快中子反应在井下的干扰应较样品试验时更低。

图9井中活化衰变曲线分解图

在探讨元素的百分含量与它相应同位素的光电峰顶脉冲计数率之间的关系时，观察到它们之间的某些内在联系，随着品位的增高，相应峰顶脉冲计数率开始时较快的增大，然后逐渐趋近饱和。有关定量分析问题有待进一步更深入地研究。

四、结束语

（1）通过室内及井下人工活化方法的初步试验，可以认为在铜矿床上应用井中人工活化方法测定短寿命同位素Cu66的设想是科学的和现实可行的。测量技术要求十分严格。以Cu66代替Cu64的测定可以从根本上改变人工活化方法在铜矿上生产效率极低的弱点。

（2）试验结果也说明，铝土矿及锰矿床较之铜矿床具有更为优越的条件，开展人工活化方法，Al28的活化效应较Cu66高7～8倍，而Mn56则较Cu66高两百多倍。可以预期此方法解决这两种矿床的井下分层及划分品位问题能够取得良好的效果。

（3）根据试验工作的体会，并参考国外文献资料[10,11]，利用井中人工活化方法研究某些具有高活化截面及其他良好的核物理参数的稀有金属[如In（铟）、V（钒）等]的可能性也是存在的，这方面隐藏着新的潜力。

（4）利用人工活化方法在井中测定品位或划分层位，无疑地对提高并扩大金属矿测井的地质效果提供了新的途径。但是，为了达到这一目的，尚需进行许多研究。

（5）无论在普通金属矿床上或是稀有金属矿床上，开展井中人工活化方法研究时，都必须十分认真地对待活化放射性同位素互相之间的干扰问题，即活化异常定性解释的单值性问题。

（6）为了达到单值的定性解释，目前所用的仪器及方法是远不能满足要求的。首先为了分析短寿命同位素，多道自动记录井下能谱仪是不可少的，只有利用这种仪器才有可能测出短寿命活化同位素的真实能谱分布曲线；其次必须研究复杂能谱曲线及综合活化异常的解释问题，如：三种以上活化同位素的分解量板，康普顿延续线的消除等；由于钻孔条件复杂，与理论推导的同时，应当开展相应的模型试验。

（7）为了更进一步提高人工活化方法的效果，可考虑利用符合线路，设法消除或减低康普顿效应对活化异常能谱曲线的不良影响。如能利用强中子源或小外径井中中子发生器，将可扩大井中人工活化方法，应用于那些核物理参数不甚有利的同位素。如能进一步研究出中子能量可控制的中子发生器，或是使用能量不同的强中子源，将可以更单纯地获得快中子及热中子反应，使中子人工活化方法在地质勘探中发挥更大的潜力。

（8）由于野外矿区条件比较困难，在开展这一方法研究的同时，必须经常注意工作人员的安全及防护措施的不断改进。

致谢以上试验曾有李昌国、丁美莉、赵荣国、忻元忠、曹祥、贾金波、米庶原、马承荣等同志参加进行，所使用的井下能谱仪曾由吴振元、李彦文、陈诰、黄铸仁、陈长贵等同志参加试制，特此表示感谢。

参考文献

[1]Groshev L V.,Lutsenko of γ－Ray Spectrafrom Radiative Capture of Thermal York,1959.

[2]Сиборг Г.，Перлман И.，ХоллендерДж.，Таблиμа изотопов.Москва，1956.

[3]Прцборы ц Меmо∂ыанапцза цзлученцǚ.выn.Ⅲ，Москва，1962.

[4]Булалевич Ю.П.，шулятьев С.А.，Оптимальныеусловид непрерывного активационногокаротажа.Изв.АН СССР，серцяzеофцз.，№2,1960.

[5]Булаμевич Ю.П.ндругие.，Экслериментальная проверка усповий оптимальности непрерывнотоактивационното каротаЖа.Изв.AH CCCP，серуяzеофuз.，№4,1961.

[6]Возжеников Г.С.，К бескерновому опреяелению медив скважинах.Тр.СГИ，выn41,1962.

[7]Гусев Н.，Мащхович в.，Обвинцев Г.，гамма－Излучение радиоактивньх изотопов и продуктовделения.Москва，1958.

[8]Koch analysis York and London,1960.

[9]Возжеников Г.С.，К олределению содержанля меди в скважинах методом искусственнойрадиоактивности.Тр.СГИ，вып.40,196l.

[10]Абдулаев А.А.，Лобанов Е.М.，Новиков А.П.,Pоманов М.М.，хайдаров А.А.，Опрелелениесодержания индип в сфалеритах методом радиоактивационного анализа.Тр.Ташкентской конференμий помирному использованиюатомнойэнергин.ТомⅡ，1960.

[11]Лейпунская Д.И.，тауэр З.Е.，Флеров Г.Н.，Нейчронный активационный аналнз образцов горныхпорояи рудных концентратов.Amонаязнерсuя，вы，том 6, 1959.

ОБ ИССЛЕДОВАНИИ МЕТОДА“НА”ДЛЯ ВЫДЕЛЕНИЯ ИСКУССТВЕННЫХ РАДИОАКТИВНЫХ ИЗОТОПОВ Cu66、Al28、Mn56B СКВАЖИНЕ

чжан юй－цзюнь，Ли Ⅲоу－тянь

Резюме Проанапизировавддерно－физических характеристик тдавных химических эпементов，входящих в состав торныхпоролМедных месторождений，авторы выдвигаютпредлоложение оболределении ко отко－живуцего изотопа Cu66взамендолго－жиBулцето изотопа Cu64B скважине.

На основании измерений периодов полураспапа и тамма－спектров тлавных ожидаемыхизотолов，активированных Po-Be источником（5÷12·106нейтронов/сек）В пробаххимических реактИвов и в скважине на медном месторождении скарнового типа，былалоказанареальналосуществимосгъ олрелелеНИηCu66.

Быдиполученьылучлие результатьтпо определению изотопов Al28и Mn56，из чего следУетожидать услелного примененилметода НА на алюминиевых н марганцевых месторождениях.

Также прелположена возможность внепрения данного метода на месторождениях редкихМеталлов，например：V,In и др.

Необхопимо повысить уровень измеригелвной аппаратуры，усовершенствовать метопикуаналпза резупьтатовдля надежнойи однозначнойинтерпретации и упучшигь техникку безопасности.

原载《地球物理学报》，1963,.