放射性方法在地学中的应用.docx
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放射性方法在地学中的应用
第六章放射性方法在地学中的应用
第一节放射性方法找矿
一．放射性方法找铀矿
利用铀矿体本身的最大特点——具有放射性来寻找铀矿，是应用最广、经济效果最佳的找矿方法。
按探测铀及其衰变子体所产生的辐射种类，找铀的放射性方法可以大致分为下列数类。
①γ法航空γ测量，汽车γ测量，步行γ测量，孔中γ测量，水中γ测量
②α径迹蚀刻测量，210Po量测量，α卡测量，α杯测量，226Ra测量等等
③β法单独使用β测量来找铀的方法尚为少见，多半采用β＋γ测量法，如孔中β＋γ测量，岩芯β＋γ测量等。
此外，热释光、铀同位素法、铅同位素、He气测量、Hg蒸汽测量等，也是在某些特定地质条件下所采用的找铀方法。
应用放射性方法找铀矿的一个实例
l方法技术
γ能谱测量基本原理
地面γ能谱测量是一种地面地球物理勘探方法。
它利用铀系、钍系和钾-40的γ射线能谱存在一定的差异，利用这种差异选择几个合适的谱段作地面γ能谱测量，以推算出地面岩石（矿石）中的铀、钍、钾的含量。
在野外通常采用四道能谱仪。
为了推算岩石中铀、钍和钾的含量，分别选择铀系214Bi的的光电峰、钍系的光电峰和40K的的光电峰；并分别选择相应的能谱段为、和,再按能量测量结果列出三元一次方程组:
（3-1）
式中，
、
、
（
＝1,2，3）为换算系数，该组系数需要在已知模型上对能谱进行标定后求出；
为能谱仪在相应道测得的计数率（减去底数后）；
、
、
分别为需要获得的岩石或土壤中的铀、钍和钾的含量。
解方程组（3-1）即可求出岩石或土壤中的铀、钍和钾的含量。
γ能谱测量工作方法
地面γ能谱测量主要用于测定浮土、岩石和矿体中铀、钍和钾的含量，确定异常的性质。
其工作方法简述为：
A．在正式工作之前，对γ能谱仪进行性能检查，选择测量谱段，标定仪器等。
B．测线线垂直地层和构造的主要走向。
C．在每个测点上，γ能谱仪作定时计数，测定铀、钍和钾道的计数率。
D．根据野外测量结果，在室内计算铀、钍和钾的含量，并绘制各种图件。
1．2土壤天然热释光测量方法
方法原理
土壤天然热释光测量方法是采集地表一定深度的土壤样品，用高灵敏度热释光测量装置测量样品中天然矿物在最后一次热事件以来的热释光强度，利用其强度差异解决铀矿找矿及有关地质问题的一种方法。
工作方法
（1）野外取样野外取样按照土壤地球化学规范（DZ/T0145-94）的要求，采集野外样品，按规范要求土壤样品应取自B层土壤样。
取样点距10米，每个测点取土壤样80-100g。
（2）室内测量对样品过筛后，用高灵敏度的热释光测量仪器（RGD-3A型）测量样品的热释光强度（单位为辐射剂量单位：
μGy/g）。
在工作过程中应注意，必须采取新鲜的B层土壤样品。
样品采集后用黑色布袋或纸袋装好，避光、避高温、避辐射保存。
另外样品必须自然风干，既不能加热烘干，也不能日晒。
1．3氡气测量方法
Rn是铀系的唯一气态元素，直接母体是镭（Ra）。
母体元素的含量在一定程度上决定了岩石、土壤中氡浓度的高低。
氡的物理性质十分活泼，表现出很强的迁移能力，较容易从地下经过数米到数百米的岩石进入地表土壤中。
因此，在铀、镭富集地段，或地质构造破碎带上都可能形成氡的富集，而在其附近地段，氡含量明显减少。
根据氡异常的高低，可以寻找铀矿体和构造破碎带。
工作方法
氡气测量分为累积测量和瞬时测量两种方法。
累积氡测量就是将取样器（如α径迹片、氡管等）埋置在土壤中，采样时间一般为二十天至一个月，异常稳定性、重现性较好，但工作效率较低；瞬时氡测量是在现场打孔、抽气进行测量，其工作效率高，方法灵敏度相对于累积测量并不差。
本次野外工作采用瞬时的氡气测量。
野外测量工作按照氡气测量规范（EJ/T605-91）进行。
在测量点上用钢钎打出一个-0.7m深的小孔，然后把取样器插入孔内抽气，最后用FD-3017仪器进行测量。
2下庄花岗岩型铀矿田研究实例（方法选用热释光测量和氡气测量结合）
330矿床的试验结果
330矿床（又名希望矿床）是我国发现的第1个花岗岩型铀矿床，它属于硅化破碎带型铀矿床。
该矿床已有多年的开采历史，为了扩大其范围，布置了32条测线，其中3条测线在已知区，29条测线在未知区。
21号测线位于矿床的已知区，测线长240m。
氡气测量、土壤天然热释光测量凹线基本相似（图1）。
从图1（b）中可看出，在-20～2O号点处出现了两种方法重叠的异常，是92号构造带在地表的反映，由于热释光和氡气测量凹线的幅度小，因此推测该地的含矿性不好；在3O～5O号点处，氡气测量的异常明显，但热释光测量没有异常显示，是92号构造带通过的位置。
在50～7O号点的位置上土壤天然热释光测量有异常显示；在70～200号点的范围内两种方法的凹线变化比较大，且线异常重合较好。
从图1（a）中可以看出，热释光测量凹线异常的范围比氡气测量凹线异常的范围小。
在图1（c）中5O～11O号点范围内有3条近似平行的垂直二级含矿构造带，但是它们都处于一级构造之间，而且矿体均较富。
由测量结果可知，氡气测量和土壤天然热释光测量反映了地下深部的信息，特别是土壤天然热释光法利用了辐射照射的长期积累效应，非常稳定，更能反映铀矿化信息。
依据上述已知资料，在120～200号点范围内，热释光测量和氡气测量的异常幅度较大，并且吻合较好，推测在与该异常对应的地下有铀矿体存在，并且矿体较富，埋藏较浅。
15号测线长200m，位于21线西南边120m处的未知区。
在该测线上两条曲线的形态基本相似，异常重合较好（图2）。
对比已知剖面的资料及所测量的结果推测，在一10～10号点范围内，两种方法的异常显示是92号矿化构造破碎带的反映；在20～90号点处有一个复合异常，可能是86号构造带北带及其下盘次一级的含矿构造所引起，基于两种方法的异常幅度较大，推断这里矿体埋深可能较浅，并且含矿性可能较好；在90～130号点范围内，氡气测量和土壤天然热释光测量的异常重合非常好，可能是86号构造带下盘的次级含矿构造在地面的反映，含矿性可能较好。
2．2小水矿区已知剖面的试验结果
小水矿区的矿化类型属于“交点”型铀矿化，8号测线就位于该矿区内，测线长140m。
氡气测量和土壤天然热释光测量的两条曲线形态各异，均有各自不同的特点（图3）。
氡气测量曲线特征比较简单，可以分成0～50号点和60～130号点两个跳变带。
从已知的地质剖面上可以看出，0～50号点跳变带对应着一条规模较小的构造带；而60～130号点的跳变带对应着规模较大的一条构造带，并且该构造带与铀成矿关系密切。
土壤天然热释光曲线较简单，只是在20～120号点范围内有一个变化带，主跳变带范围为20～70号点内，该跳变点对应着顶部埋深约为60m的铀矿体。
从已知地质剖面可知，此矿体沿着构造带产出，其在地面上的投影宽度约40m。
该剖面的测量结果显示：
对于铀矿体赋存于构造破碎带与辉绿岩岩脉交点处时，氡气测量主要反映了构造破碎带的位置，土壤天然热释光测量的异常则反映了“交点”型铀矿体的位置。
3讨论
图1和图2代表了铀矿赋存于直立构造破碎带内的主要铀矿类型，而图3则是含矿构造破碎带与中基性岩脉交汇处成矿的另一类主要铀矿类型。
这两类不同的矿化类型在氡气测量和土壤天然热释光测量曲线中的异常特征有所不同。
从330矿床21号测量剖面上可以看出，该区铀矿体的产出形态比较特殊，几乎都呈直立的柱形沿次级构造破碎带分布。
土壤天然热释光的异常都呈尖峰状，主要反映了铀矿化的产出位置；构造破碎带是氡气运移的通道，氡气测量主要反映了构造破碎带的位置。
当这两种方法的异常吻合时，矿体产出的可能性较大。
15号测量剖面的验证结果证实了这一点。
但由于野外的具体地质情况较复杂，在未知地区进行氡气测量和土壤天然热释光测量时，只要二者的数据可靠，它们的异常都应进行解释。
两种异常并不一定要完全重叠，单种异常也要引起注意。
从小水矿区8号测量剖面可以看出，铀矿体产出并赋存在构造破碎带与中基性岩脉的交汇处，是构造破碎带与中基性岩脉共同作用的结果。
该类矿体在氡气测量和土壤天然热释光测量曲线上的特点非常特殊，氡气测量的异常很明确地反映了构造破碎带的位置，而土壤天然热释光测量的异常则明显对应着铀矿体的位置。
4结论
在下庄铀矿田经过对硅化破碎带型和“交点型”铀矿床大量的实际研究工作，初步得出以下几点认识：
（1）氡气测量和土壤天然热释光测量两种物探方法联合使用是寻找隐伏花岗岩型铀矿床、扩大老矿区的有效、廉价方法。
在硅化破碎带型铀矿床上，氡气测量的异常主要反映了构造破碎带的位置，而土壤天然热释光测量的异常则反映铀矿体的位置，当两种异常重合时，找到该类铀矿体的可能性更大。
在“交点”型铀矿体上，氡气测量的异常反映了构造破碎带的位置，而土壤天然热释光测量的异常则反映了构造与中基性岩脉的交汇位置，并且该位置通常是“交点型”铀矿体的赋存部位，两种方法的异常基本上不重合。
（2）通过“下庄铀矿田物化探找矿方法应用研究”项目的完成，初步建立了一套下庄铀矿田“攻深找盲”的物化探找矿模式，其中主要的方法是氡气测量和土壤天然热释光测量两种方法。
经实践证明，该组合比较有效，目前已将该成果应用于广东省南雄盆地花岗岩型铀矿床和江西省相山火山岩型铀矿床的“攻深找盲，扩大老矿区”中，适于推广应用。
第二节放射性方法在水文地质和工程地质中的应用
放射性方法在水文地质及工程地质中应用甚广。
其中包括用航空γ测量配合水文地质和工程地质的区域调查，用放射性方法寻找地下水和测定地下水的年龄，研究与建筑工程有关的断裂构造、滑坡、塌陷、泥石流等，预报地震，测定雪层的水当量，用210Po测量研究现代沉积物的沉积速率，用放射性同位素示踪技术研究河水中沉积物运动速度及迁移规律等。
一、应用放射性方法寻找地下水
水在人类的生活中是必不可少的。
随着经济的飞跃发展，灌溉、工业、城市用水量都在大幅度提高。
从全球视野洞察，“水源危机”感的阴影到处出现。
而且，60年代以来人类文明所消耗的地下与地表水已导致严重的生态破坏，抑制经济长期稳步地向前发展。
为了扭转这种局面，开发地下水已经是国计民生所迫切的重要任务。
地下水的范畴比较广，日前着重开发的是裂隙水。
裂隙水通常分为成岩裂隙水、构造裂隙水和风化裂隙水三类。
实际上这三类裂隙水在水动力和水化学方面有着不可分割的联系，往往互相组合成各种各样的裂隙水系。
为了寻找地下水，必须勘察断裂构造的基本形态，了解地形地貌、地层、岩性、土壤植被、水文气候、地球化学及地球物理特征等情况。
越来越多的资料表明，应用放射性方法寻找地下水常能取得独特的效果。
（一）基本原理
尽管应用放射性方法寻找地下水已经引起了水文界的广泛重视，但是对这种方法的机理众说不一。
下面主要就含水的构造和岩性与放射性的关系作一般性探讨。
1.构造裂隙带中Rn富集及向地表迁移
在构造裂隙带中，由于岩石破碎，裂隙发育，造成了岩石孔隙增加，岩石的射气能力亦相应增强。
因此，构造裂隙带内的射气浓度比主破碎围岩中射气浓度有明显增加。
在构造裂隙带中富集的Rn通过以下三个途径向地表迁移。
①溶解及存在于地下水中的一部分Rn，在地下水的水平作用和垂立作用下离开水面，然后通过扩散、抽吸、对流等作用到达地表。
②岩石和土壤中的一部分Rn，在断层破碎带形成过程中，同水或先于水到达破碎带，并在地下水推动下向地表迁移；另一部分Rn按常规的方法向地表迁移。
③部分溶解于水中的U以及Ra，可在饱水带表面通过毛细管作用上升到包气带，其衰变产物产生的Rn在扩散、抽吸、对流等作用下可以迁移到地表。
2.构造裂隙带中固态放射性元素的富集及向地表迁移
含有比地表水更多的固态放射性物质的地下水，可通过构造裂隙和毛细管渗透到表土层上来。
经过蒸发，放射性物质在附近表土中不断析出、扩散、沉淀和富集，因此在含水构造裂隙的地表附近产生放射性异常。
（二）放射性找水分类
以探测与含水构造（或含水岩性）有密切关系的放射性核素为标志，放射性找水的方法大致可分为：
测U找水法：
测Rn及其子体找水法；同位素比值测量找水法。
目前，测Rn及其子体找水法在生产实践中应用得最为广泛。
按所探测的射线类型分，放射性找水的方法有α法和γ法。
对Rn及其子体的α测量方法，为叙述方便起见，可以大致归纳为以下几个方面。
1.长期累积测量法
这种方法是将α探测器理入土壤中，测量Rn及其α衰变子体的累积α效应。
它包括α径迹蚀刻测量、α热释光测量。
α径迹蚀刻测量的特点是灵敏度高、速度快、成本低、操作简易，特别适用于山区找水。
α热释光测量的方法是将剂量探测器埋入土壤中20一30天后取出，在室内加热条件下用专门仪器（热泽光仪）测量探测器的发光强度——热释光强度。
热释光强度与深测器所接受的累积α辐射效应呈正比。
α热释光测量也能灵敏地反映出土壤中Rn及其子体的数量变化，据有关单位试验，该法找水效果较好。
的瞬时测量法——常规Rn气测量
这种方法比较成熟，它测量时间短，在现场即可取得测量数据。
经验表明，常规Rn气测量对于寻找构造，特别是寻找第三纪以来形成的新构造，是很有效的。
3.短期累积测量法
这种测量方法，其探测器累积记录时间介于前二者之间，一般是数小时到数天。
属于这种测量方法的有；活性碳测量及α卡测量。
活性碳吸附Rn的测量方法早在60年代北欧的瑞典和芬兰就开始应用。
活性碳吸附来自土壤中的Rn，既可在现场测量，也可在室内进行测量。
测量对象主要是Rn子体衰变的α射线，也可以是β射线或γ射线。
α卡测量工作方法是将由罩杯保护的镀铝薄膜（或静电滤纸）——α卡埋入浮土30一40cm深处，积累5—6小时，然后取出α卡，测定其α计数率。
量测量
这种方法简便，取样、分析不受气候影响，灵敏度也高。
它在应用于寻找地下水方而也有不少成功的例子。
至于γ法，它最早用于寻找地下水。
γ法包括总量γ测量和γ能谱测量。
方法简便快速，但探测深度较浅，灵敏度也较低。
（三）应用实例
1.应用γ法寻找重庆市巴县西彭地区裂隙含水构造
该地区地貌上为一中小盆地，岩层为侏罗纪重庆统上沙溪庙组砂岩、泥岩。
有一南北向背斜（西彭背斜）通过测区，西翼岩层倾角约l0°。
地下水赋存于背斜轴部发育的破碎带中。
表土层厚—4m不等。
为探查背料轴部，布置了二条γ测丛线剖面（图13—8）。
探测出一条宽60一80m的γ异常，异常值为正常值的倍左右，分布位置与地质推断的背斜轴部基本一致。
一号水文钻孔深度135m，出水量1057t／d。
Ⅲ—Ⅲ’γ测量剖面通过一号钻孔，如图13—9所示。
从图13—9可以看出，钻孔位于γ异常范围内。
所以，γ测量资料成功地反映了该区含水构造的部位。
2.应用α径迹蚀刻测量寻找砂岩中的含水构造裂隙
江苏省无锡市某单位的出露地层为上志留统茅山组砂岩、石英砂岩。
产状NW290°/N＜50°，节理、裂隙发育有两组NW290°/NE＜75°和NE30°/SW＜70°，形成节理富集带，其中以290°方向明显。
因此，布置S—N方向的α径迹蚀刻测量剖面，主要探测290°走向的构造裂隙。
α径迹蚀刻测量剖面附2号井地质剖面如图13—10所示。
该剖面上还作了γ测量。
γ值偏高点位于α径迹蚀刻异常主峰北面5m。
推测α径迹蚀刻异常主蜂位于构造上盘，反映含水裂隙富集带。
次峰反映主构造裂隙。
因此，井位选在α蚀刻径迹主蜂位置，后因施工工地影响，向东移1—2m。
施工验证结果，井深130.13m，涌水量为d，抽水降深50.80m，静止水位5.9m。
3.应用210Po量测量法寻找被第四纪冲积层所覆盖的地下水
四川省军区宜宾干部休养所位于宜宾市北郊岷江的三级地台上。
历年来该休养所供水紧缺。
该地段出露新生界第四系更新统（Qp）的冰水堆积。
在地质构造上，它处于宜宾背斜北西翼与观斗山压性断裂的交叉复合部位。
在以往的有关水文地质调查报告中，将休养所一线的冰水堆积地段划为基本无水区。
210Po量测量织果发现，在休养所所处的分水岭附近有一低值异常，宽约20m，长约50m。
经综合分析，认为此210Po量低值异常与下部自流井组中的构造破碎带有关。
决定在6号测点布置一号供水井位（图13—11）。
该井孔深78m，孔内静止水位埋深7m，具弱承压。
抽水试验结果，水位降深38m，孔口堰测流量为76t/d，该井基本上满足了该休养所供水需求。
图13—12为一号井水文地质剖面图。
井孔揭露的含水层位为自流井组马鞍山段中的砂岩（J41-2z）。
由于该井处于宜宾背斜末端的北西翼及观斗山压性断裂的交会部位，岩层的构造裂隙甚为发育，导致地下水在其间富集。
含水层上、下泥岩的阻隔，造成了孔内地下水的弱承压性。
二、测定地下水的年龄
地下水的年龄是研究水文地质过程的重要参数。
下面介绍确定地下水年龄的两种方法。
（一）根据He、Rn比值（NHe／NRn）确定地下水年龄
自70年代以来，He—Rn法确定地下水年龄引起了人们的关注。
地下水中的He来源于岩石中放射性核素的α衰变。
同样，地下水中的Rn与岩石中U、Ra含量有关。
因此地下水中的He和Rn有着成因上的联系，而前者内含着时间函数。
如果把含水岩层视为封闭系统，则在充满水的岩石孔隙空间内He浓度（NHecm3/L）由下式确定：
（13－3）
式中，CU、CTh――岩石中的U、Th含量，g/g；
ρ――岩石密度，g/cm3；
P――岩石孔隙度；
Ks――输出系数，数值上等于He从岩石进入层状水的部分与He总量之比；
t――层状水的年龄，d
此含水层中的Rn浓度（Bq/L）等于
（13－4）
式中，η——Rn进入水的射气系数，
Cu——岩石中的U含量，g/g
由（13－4）式可见，层状水中Rn浓度与时间无关，而取决于含水岩石中U的含量和岩石的物理性质。
（13—3）式除以（13—4）式即可求得t
（13－5）
如上所述，（13—5）式适用于封闭系统。
实际上完全封闭状态是不存在的，应当考虑Rn和He的扩散。
由于Rn的半衰期不长，可视其为在当地形成的气体，而He在岩层内容易扩散到很远的距离。
层状水中He既可富集，也可贫化。
因此，必须对He从层状水中的扩散加以修正。
（13－6）
式中，D——考虑到层状水中的He扩散至上覆岩石而损失的系数。
研究结果表明，在人多数情况下，η/Ks≈1/3。
D值在至范围内变化，平均值可取作D＝。
而对于沉积岩CTh/Cu≈3。
这时（13—6）式变为
（13－7）
可见，地下水的年龄可由水中的NHe/NRn来确定。
（二）根据Ra、Rn比值评价地下水年龄
Ra在地下水中的积累可用下式描述：
（13－8）
――t＝0时Ra的浓度，g/L；
NRa――时间为t时Ra的浓度，g/L；
λRa――Ra的衰变常数，×10-11s-1，×10-16d-1
t――年龄，d。
当射气系数等于Ra在水中析出系数时，
（13－9）
式中，
――t＝0时Rn的浓度，Bq/L；
根据（13—8）、（13—9）式可得水年龄计算公式：
（13－10）
由于大多数天然地表水在地下循环的时间约为365d，即通常λ<<1，则（13—8）式可改写为：
（13－11）
此时，年轻水的大致年龄可由下列公式求得：
（13－12）
例如，水自由交替带上部水中的Ra本底浓度为（1—2）×10-12g/L，平均为×10-12g/L，Rn的平均浓度为L。
因此，这里循环地下水的平均年龄为
三、开发地热资源及测定雪层的水当量
（一）开发地热资源
随着能源需求量的激增，地热资源的开发利用已经受到人们的关注。
地球内部的放射性核素在衰变过程中，绝大部分衰变能最终将转变成介质的热能。
因地热中包含有放射性核素衰变的贡献。
用放射性方法寻找热水，在国内外均己取得了不少令人满意的成果。
放射性与热水的关系归纳为以下几个方面：
①热水往往同深大断裂有关（有人认为与深循环有关）。
地下热水蒸气往上迁移时，其路途上所遇到的Rn等，能被蒸气压力推向地表。
温度越高，Rn溶解于水中的量越少，热水蒸汽中含Rn量越高。
这些含Rn热气可沿着裂隙、孔隙和毛细管扩散，并在对流、抽吸等多种因素作用下迁移到地表或近地表。
②地下热水由于化学侵蚀性较强，因而能将其沿途放射性物质溶解、带走，导致热水有较高的放射性。
③热水附近往往存在着较高的Fe、Mn物质和有机质，它们能吸附U，从而也能在地表引起较高的放射性。
武汉地质学院魏永华等人，应用He法研究漳州地热田取得了良好效果。
实际资料表明He法能有效地圈定含热水的断裂构造，当
／
＞3时，深部存在热水。
（二）测定雪层的水当量
雪层水当量测量的基本点是利用雪层对γ辐射的吸收。
可采用航测方法，也可采用地面方法进行这种测量。
航测方法效率高，能对较大面积进行雪层水当量的评价。
苏联首先使用航测方法测量雪层的水当量。
此后，美国、挪威和加拿大等国也开始进行试验和应用，并且都取得了成功。
在进行雪层的水当量测定时，一般要进行两次测量。
在下雪前应按一定的航线进行一次测量，雪后再进行一次测量。
两次测量数据的对比，便可求出雪层的水当量。
探测器所记录的γ照射量率与探测器同地面之间水的质量和空气层的厚度有关。
对于雪前飞行来说，探测器所记录的γ照射量率I与飞机的飞行高度有关，其关系式为：
（13－13）
式中，I0——地面上的γ照射量率，
μ0——有关能量在空气中的视吸收系数；
H——飞行高度。
对于被水当量为D的雪层所覆盖的地面来说，计数Is等于：
（13－14）
μw——水的视吸收系数；
如果在下雪前后各进行一次飞行测量，则由（13—13）、（13—14）式可得：
（13－14）
显然，只要已知μ0、μwH，根据实测所得的I、Is值，即可求得水当量D。
所测γ照射量率与土壤层的湿度有关。
为了精确测定雪层水当量，对土壤湿度的修正不可忽视。
原则上讲，利用能谱总道数据也可进行雪层水当量测定，其优点是测量精度高。
但是，为了避免大气中Rn及其子体变化所造成的误差，利用K道测量数据可获得更准确的结果。
四、研究与工程有关的断裂构造
在城市建设和重大工程选址过程中，查明该地有无滑坡、塌陷、地裂、活动构造、泥石流等现代地球动力作用的种种表现，乃是关系到生命和财产安全的重要问题。
实际上，现代地球动力作用在整个地球上都有显示，它来自现代地壳运动、外生过程及技术成因。
现代地壳运动主要发生在地壳构造活动区，常表现为地震和火山喷发。
外生过程，如岩熔和滑坡，也能在岩体和土壤内引起地球动力学负荷，给人类的生活和经济建设造成严重威胁。
所谓技术成因的运动，是指由于人类的生产、建设活动而导致在岩体内部发生的动力过程。
例如，在矿山和煤炭工业区，出于抽水和卤水作用，会发生岩体和土壤的塌陷，甚至在大建筑物地区内发生人工地震。
在修建大型水电站和水库时，把液体压入深部含水层，也曾发生过人工地震。
因此，现代地球动力作用的研究，与人类生命安全及经济繁荣密切相关，引起了社会的广泛关注。
当前，研究现代地球动力学运动的主要方法，是在专门埋没的标记（基点）上进行高精度的重复水准测量。
这种方法成本高，而且只能分出基点运动幅度足够大的地球动力学带。
如果在地球动力学带内运动改变了方向，则水准测量就难以分辨出这样的带。
国内外的研究结果表明，现代地球动力学运动，会导致活动带岩石、土壤射气逸出能力（射气系数）和射气扩散能力（射气扩散系数）的改变，以及深部压力状态的改变，从而使得活动带地表土壤中Rn浓度的变化。
因此，可以用放射性测量方法（如射气测量方法）来发现和测绘现代构造运动以及有的地球动力学带。
这种方法不仅成本低廉，而且方法简便，不受电磁干扰，特别适用于城市地质学的研究。
一个实例
测氡技术的工程地质应用<测氡技术的工程地质应用及其在三峡库
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