Méthodes radioactives

Méthodes radioactives
La présence de substances radioactives
dans les roches peut être utilisée dans la recherche des gisements pétrolifères et
métallifères. Toutefois l'application des méthodes radioactives est surtout
orientée vers la détection de minéraux radioactifs dans les formations rocheuses
et vers les mesures de radioactivité dans les gaz (radon) en provenance du
sous-sol. On a postulé que la circulation des eaux souterraines et des gaz a
tendance à faire monter les substances radioactives à la surface du sol. De cette
façon, des zones de circulation plus actives sont détectées et la méthode peut
être employée à profit pour localiser des failles ou des zones de cisaillement.
D'autres applications de la radioactivité en géologie (e.g. contribution de la
radioactivité à l'accroissement de la température dans la croûte terrestre,
l'utilisation de la radioactivité dans la détermination de l'âge des roches, soit par
désintégration de l'uranium et du thorium en plomb, soit par accumulation
d'argon dans les réseaux cristallins (moléculaires) de certains minéraux (v. g.
micas, feldspaths), soit par désintégration du rubidium en strontium.
Les éléments isotopes utilisés pour dater les roches sont
%)10(
40
18
40
19  Ark
et
,%,90(87
15
87
37
40
20 SrRbCa 
OsRe 187
76
187
75 
et
NC 14
7
14
6
, parce que leur
demi-vie est de l'ordre de grandeur de l'âge de la terre, la méthode
NC 14
7
14
6
exceptée.
Les minéraux radioactifs semblent toujours se concentrer dans les roches
de composition acide que l'on retrouve à la partie superficielle de l'écorce
terrestre mais très rarement dans les roches basiques ou ultrabasiques issues à
plus grande profondeur.
Les poussées orogéniques qui accompagnent les périodes de
métamorphisme régional favorisent la montée de matériaux à composition
granitique qui servent d'avenue à des solutions riches en minéraux radioactifs
par processus de migration, diffusion, entraînement, etc… Dans un tel cas, on a
affaire à un phénomène d'affinité chimique qui peut être expliqué suivant les lois
relatives à la chimie physique. Dans les roches sédimentaires, il semble que
d'une part les conditions physiques du milieu (v.g. perméabilité, porosité, etc…
dans des sédiments tels que des grès, arkoses, conglomérats, brèches qui
favorisent la circulation des eaux souterraines ou au niveau de la nappe
phréatique) et d'autre part les conditions physico-chimiques (adsorption des
minéraux radioactifs sur des particules colloïdales, Eh, pH, degré de solubilité,
formation de sels radioactifs, etc…) expliquent les concentrations souvent
anormales de minéraux radioactifs. Ainsi, un Eh tel qu'il favorise un milieu
oxydant est favorable à la solubilité de sels de minéraux radioactifs qui peuvent

être transportés en milieux aqueux et reprécipités en concentration importante
sous forme d'oxydes ou de sulfures, par exemple, dans un milieu réducteur (v.g.
pyriteux). Les solutions à ces problèmes relèvent de la thermodynamique
classique.
Le radon
Rn
222
86
est un produit de désintégration du radium
Ra
226
88
lui-même
un produit de l'uranium
U
238
92
. Le radon est un gaz qui émet des particules dont
la demi-vie est de 3 825 jours. Une partie infime du radon provient aussi des
réactions
RnU219
86
235
92 
(actinon) et
RnTh 220
86
232
90 
(thoron). Le radon qui est un gaz
inerte se désintègre en un élément solide et en particules . Lorsque
l'isotope-parent radioactif
Rn
222
86
et une particule , l'isotope du radon recule
(principe de conservation de la quantité de mouvement) d'une distance d'environ
3*10-6cm. Si le grain du minéral dans lequel il se situe est petit (<10-5cm de
diamètre) ou si la réaction se produit en bordure du grain ou d'une fracture, alors
l'isotope de radon peut s'échapper du réseau cristallin, c'est-à-dire émaner du
minéral. Le coefficient d'émanation du minéral ou de la roche se définit comme
le rapport de la quantité de radon qui s'échappe sur la quantité de radon produit
par le
Ra
226
88
durant une période de temps t ; ce rapport dépend de l'espèce
minéralogique dans laquelle il se trouve, de la grosseur des grains, de la
présence des fluides qui remplissent les pores de la roche et absorbent une partie
du radon qui s'échappe. En conséquence, la concentration de radon dans un
fluide (v.g. air, eau) dépend beaucoup plus du coefficient d'émanation de
l'espèce minéralogique que de la concentration en
Ra
226
88
.
Lorsque la géologie d'une région est relativement uniforme, la
concentration de radon n'est guère valable latéralement ou en profondeur. Il
existe cependant une relation indéniable entre la concentration de radon et le
contenu en terres rares et minéraux lourds contenus dans les sols ou les roches,
de sorte que des mesures d'émanations de radon indiquent les changements de
formations géologiques lorsque de tels changements sont accompagnés de
variations du contenu en terres rares ou en minéraux lourds. Les mesures des
émanations de
Rn
222
86
sont utilisées en prospection de l'uranium et pour localiser
1) les contacts géologiques recouverts de mort-terrain, 2) des lentilles d'argiles
qui diminuent substantiellement la diffusion de
Rn
222
86
au profit d'une
concentration périphérique, 3) des failles, des fissures, des zones de cisaillement,
des veines d'uranium, des structures anticlinales etc. . Les accumulations ou
suspensions temporaires de radon dans l'eau et les huiles permettent d'utiliser
occasionnellement cette méthode dans la prospection hydrogéologique et
pétrolifère.
A.- Appareils de mesure utilisés en prospection radioactive
Les rayons ,  et  sont détectés grâce à leur capacité d'ionisation du
milieu matériel qu'ils pénètrent, i.e. qu'ils entrent en collision avec les atomes
d'un tel milieu et délogent les électrons de leurs orbites, laissant ainsi les atomes

dans un état excité ou ionisé. En prospection géophysique, on n détecte
généralement que les rayons  car les particules  et  n'ont pas un pouvoir de
pénétration comparable aux rayons . Par contre, les rayons  ont un
désavantage de posséder un pouvoir d'ionisation beaucoup plus faible que les
rayons  et . Il faut donc avoir recours à un détecteur très sensible si on veut
détecter les rayons  par ionisation d'un gaz par exemple. Nous résumerons
brièvement le principe des appareils de détection des rayons  communément
employés en prospection radioactive.
1.- Le compteur Geiger-Müller
Cet instrument consiste en un tube de verre contenant un gaz raréfié avec
une cathode cylindrique autour d'un fil anodique. On applique une différence de
potentiel élevée aux deux électrodes. Lorsque le rayon  traverse le gaz, il
produit des ions qui sont accélérés par la différence de potentiel produisant
d'autres ions et ainsi de suite (réaction en chaîne). Le courant quasi-instantané
qui circulé dans le tube est amplifié et enregistré sur un galvanomètre par
exemple ou à l'aide d'une paire d'écouteurs. Les compteurs Geiger-Müller ne
sont pas efficaces pour détecter les rayons . Seulement 1 % des rayons qui
pénètrent dans le tube produisent une décharge. De plus, les compteurs ont le
désavantage d'être très sensibles aux rayons cosmiques qui créent ainsi un bruit
de fond considérable.
L'intensité est représentée par le nombre de coups par unité de temps. On
peut soit mesurer le temps nécessaire pour que le nombre de coups atteigne une
valeur donnée, soit mesurer le nombre de coups durant une période de temps
fixée à l'avance.
2.- Le scintillomètre
Le scintillomètre est de beaucoup plus efficace que le compteur
Geiger-Müller pour la détection des rayons . Son principe d'opération est basé
sur le fait que certains cristaux tels que le platino-cyanure de barium, la
sphalérite, la scheelite, l'anthracène, le para-therphenyl, l'iodure de sodium ...
scintillent lorsque les rayons  sont absorbés. Les étincelles de lumière (photons
légers) des cristaux fluorescents sont transformées en impulsions électriques par
une photocathode dans une cellule photoélecrique multiplicatrice. Ces courants
électriques sont donc amplifiés puis enregistrés.
Le scintillomètre est beaucoup plus avantageux que le compteur
Geiger-Müller parce qu'il est sensible à environ 95 % des rayons  et
conséquemment de beaucoup plus rapide quant à son utilisation sur le terrain.
3.- Les spectromètres à rayons
Les spectromètres à rayons  permettent de donner une analyse précise et
rapide de la concentration en uranium, thorium et potassium dans les roches ou

les sols. La discrimination énergétique des rayons  provenant de ces isotopes
permet de distinguer entre
ThU232
90
238
92 ,
et
K
40
19
.
Les spectromètres à rayons  fonctionnent sur le même principe que le
scintillomètre à l'exception qu'ils utilisent les caractéristiques relatives à
l'intensité ou l'énergie spécifique des rayons  des isotopes radioactifs.
Soit le niveau d'énergie à 1.46 M.é.v. pour
K
40
19
, celui à 1.76 M.é.v. pour
k
40
19
celui à 1.76 M.é.V. pour
Bi
214
83
produit de désintégration de
U
238
92
et celui à 2.62
M.é.V. pour
1
208
81
T
produit de désintégration du
.
232
90Th
Comme le
K
40
19
ne possède pas de pics d'énergie plus élevés que 1;46
M.é.V. (millions d'électrons-volts), que la série
U
238
92
n'en a pas de plus grands
que 2.42 M.é.V. tandis que le
Th
232
90
montre un pic dominant (le dernier) à 2.62
M.é.V., il est alors possible de faire une distinction de ces isotopes en mesurant
la hauteur de leurs niveaux énergétiques respectifs. Au lieu d'enregistrer le
nombre total d'impulsions électriques comme on le fait avec le scintillomètre,
ces impulsions sont envoyées dans un détecteur d'intensité d'énergie qui laisse
passer toutes celles dont l'amplitude est plus grande qu'un seuil arbitrairement
fixé dans le cas d'un spectromètre à rayons  de type intégral ou celles dont
l'énergie se situe entre deux limites d'amplitude dans le cas d'un spectromètre à
rayons  de type différentiel.
Les spectromètres à rayons  de type différentiel couramment employés
de nos jours ont deux seuils de détection, soit 1.65 M.é.V. et 2.50 M.é.V., mais
il existe des spectromètres à plusieurs canaux ou à larges bandes ; ces deux types
de spectromètres enregistrent sur trois canaux distincts le nombre d'impulsions
émises par les rayons  de
ThUetk 232
90
238
92
40
19 ,
pendant une période de temps fixée et
généralement choisie entre 1s et 5 m. On utilise souvent un quatrième canal pour
enregistrer le nombre total d'impulsions entre le seuil inférieur et le seuil
supérieur. Une calculatrice électronique incorporée à un spectromètre permet de
corriger pour l'effet de diffusion (effet Compton) et de séparer les spectres
complexes (superposition de niveaux d'énergie très voisins).
4.- L'émanomètre de radon
L'émanomètre de radon est un instrument portatif constitué de deux
parties :
1) un appareilage qui concentre le
Rn
222
86
2) un scintillomètre dont les parois sont constituées d'un cristal
phosphorescent (couche de ZnS activée avec de l'argent) et de la cellule
photoélectrique multiplicatrice.
Le radon
Rn
222
86
se désintègre en un isotope solide, le polonium
Po
218
84
en
émettant une particule . Chaque particule réagit avec ZnS pour former une
étincelle lumineuse (photon) qui est convertie en impulsions électriques grâce à
la cellule photoélectrique multiplicatrice. Le nombre de coups enregistrés par un
compteur est proportionnel à la concentration de
Rn
222
86
(analyse quantitative).

B.- Mesures de radioactivité sur le terrain
Depuis les années 1940 environ, on a effectué sur le terrain un grand
nombre de relevés radioactifs. Le relevés radiométriques sur le terrain sont les
relevés géophysiques les plus faciles à exécuter. Dans des relevés de
reconnaissance, l'opérateur prend des lectures à intervalles plus ou moins
réguliers le long de lignes sélectionnées à l'avance. Lorsque l'opérateur observe
une radioactivité anormale dans une région donnée, il effectue un relevé détaillé
en prenant des mesures suivant un réseau préalablement établi et où les
intervalles de distance peuvent être aussi rapprochés que 5 m.
Lorsque le relevé est terminé, on prépare une carte de contours
représentant les zones d'iso-intensité de l'activité radioactive totale ou d'un
isotope en particulier (v.g.
)
238
92U
ces lignes de contours sont appelées isorads.
Les centres de radioactivité anormale sont mis en évidence et l'on peut faire une
interprétation qualitative ou semi-quantitative de la région étudiée en tenant
compte de la géologie dan la littérature de modèles qui permettront d'arriver à
une interprétation entièrement quantitative comme dans les méthodes
gravimétriques, magnétiques, électriques ou électromagnétiques.
1.- Spectromètres à rayons (radioactivité provoquée)
Le spectromètre à dispersion de longueur d'onde des rayons  (SDLR) :
Les rayons  sont décelés et sélectionnés d'après leurs longueurs d'onde (raies) ;
par contre, le spectromètres à dispersion d'énergie des rayons  (SDER)
classifient les rayons  émis d'après leur niveau d'énergie.
Dans le SDER, les détecteurs classiques (chambre d'ionisation, compteur
Geiger-Müller, compteur proportionnel, scintillomètre) sont remplacés par un
seul cristal semi-conducteur. Les rayons  émis par le milieu matériel arrivent au
détecteur et ionisent les atomes de silice ou de germanium, produisant un trou et
un électron. La charge électronique Q qui est linéairement proportionnelle à
l'énergie E des rayons est intégrée en un courant I qui est préamplié puis
amplifié linéairement et enfin transformé en voltage V. Ce voltage V est ensuite
analysé en éV au moyen d'un analyseur à canaux multiples qui est en quelque
sorte une calculatrice électronique qui compte le nombre d'impulsions dans
chaque bande d'énergie et présente un spectre d'énergie complet des rayons 
émis. Les spectres d'énergie discriminés par l'analyseur à canaux multiples sont
calibrés en fonction de la concentration des éléments choisis pour analyse
quantitative.
2.- Le carottage radioactif naturel
Cette technique utilise la radioactivité naturelle des roches. L'appareillage
consiste en un détecteur de rayons  et d'un pré-amplificateur qu sont maintenus
dans un trou de forage par un fil électrique entouré de matière isolante. Le
détecteur peut être une chambre d'ionisation contenant des gaz à haute pression,