[拼音]：hefa kantan
[外文]：nuclear prospecting
运用核物理学的技术与方法，测量地球介质中天然的或人工的放射性射线的能量与活度的变化，以揭示地壳中元素含量或浓度的变化规律，进而勘查矿产资源和解决某些地质问题的地球物理勘探方法。
早期的核法勘探主要是测量地壳内天然放射性元素所放出的 α、β、γ射线，勘查铀、钍、钾矿床，称为放射性勘探。现代的核法勘探除利用天然放射性射线外，还利用放射性同位素等激发源放出的各种粒子或射线，辐照地壳的各介质并使之相互作用，并测量其粒子或射线，用以揭示相关的矿产资源及解决各类地质问题。核法勘探应用的范围包括航空、地面、坑道、钻孔、水底、海底等以及月球、火星的探测，除用于野外探测外，还可用于室内分析大气、水、土壤、岩石和矿物、生物等的物质成分。
发展简史
1923年，苏联Л．Н．鲍戈亚夫连斯基著《放射性测量》，论述了在地质学中利用放射性进行测量与勘探的原理和方法。1932年加拿大W.沃格特第一次采用装有盖革计数器的野外辐射仪，进行地质勘探工作。1949年美国R.W.普林格尔和K.I.鲁洛顿试制成功闪烁计数器式的野外辐射仪。1944年航空放射性γ测量开始作实验性飞行。1962年美国研制了高灵敏度航空γ能谱仪，并用于地质勘探。1962年苏联Е.М．菲利鲍夫著《实用核地球物理学》。60年代后期，美国、英国、加拿大、日本、苏联等国开始采用汽车γ能谱测量。1977年美国J.G.莫尔斯著《矿产勘探与开采中的核法》，对核法勘探的各种方法做了较为系统的论述。
中国于1954年开始进行核法勘探，主要用来勘查铀矿床（见放射性元素矿床）。此后核法勘探的应用领域不断扩大，除用于寻找铀矿外，还用于非放射性矿床的找矿测井（见钻孔地球物理勘探）、岩石和矿物的成分分析等。同时出版了有关的学术著作。
基本原理
自然界已知有铀系、钍系和锕铀系3个天然放射性系列，一个人工放射性系列镎系。天然放射性系列都有一个起始元素，经过放射性 α衰变或β衰变，变成一个新的元素（即衰变子体）。这个元素仍是不稳定的，继续进行放射性衰变，其中各系列都有一个气态元素是氡的同位素，称射气。在继续进行放射性衰变的同时，放出 α射线或β射线或γ射线，直到生成稳定同位素。在自然界除成系列的天然放射性元素外,还有180多种原子序数为中等而不成系列的天然放射性元素，它们经过一次衰变后即成为稳定元素，如40K、87Rb等。40K、铀系、钍系放出的 γ射线能谱上分别在 1.46、1.76、2.62MeV处有一特征谱,若分别测量其特征谱段的γ射线照射量率的强弱，可获知钾、铀、钍含量的高低（见图）。
带电粒子、X 射线或γ射线、中子等与物质相互作用，能够产生各种效应。带电粒子与原子核、核外电子可发生弹性与非弹性碰撞;X射线或γ射线与物质相互作用,可产生光电效应、X射线荧光辐射、康普顿效应、电子对效应、穆斯堡尔效应、同质异能素、γ多极辐射、核反应等；中子与物质相互作用，可产生弹性散射、非弹性散射、中子俘获、核裂变反应、带电粒子发射、多粒子发射等。核法勘探就是利用并测量天然放射性和人工放射性所辐射的粒子或量子的能量和活度变化，勘查地质矿产资源和解决各类地质问题。
无论天然或人工放射性元素（或称核素）都按指数规律衰变，即
式中N0为衰变起始时的原子数；Nt为经过t时间后保留的原子数；λ为衰变常数。放射性核素衰变完一半所需的时间称为半衰期(T)。半衰期与衰变常数的关系为
一种放射性核素经过10个半衰期，实际上可认为衰变完了。衰变速度还可用原子平均寿命（τ）表示
无论天然放射性系列,还是生成人工放射性核素,都会一方面使放射性核素生成而积累，另一方面使放射性核素衰变而减少。当放射性核素的生成速度和其衰变速度相等时，放射性核素不再增加，达到平衡，称放射性平衡。放射性核素生成速度为fσN，其衰变速度为λN*，则放射性核素的增长速度为
dN*/dt=fσN-λN*式中N是经辐照的该核素的原子核数目;N*是该核素经过核反应而生成的核素数目；f是辐照粒子流的通量;σ 是该核素的活化截面；λ是衰变常数;t为辐照时间。经演算而得下式
上式是室内活化分析、地面活化分析、井中活化测量、海底活化测量、月球或火星表面进行活化测量等领域的应用理论基础。
α、β、γ、中子等 4种射线,以中子射线的穿透能力为最强。γ射线的穿透能力比β射线大100倍,比 α射线大1万倍。
方法
核法勘探的方法有多种。用于测量天然放射性核素40钾、铀、镭、氡、钍等元素的方法有 γ测量、α 测量等；用于测量人工激发的次生放射性射线的方法有 X射线荧光法、中子活化法、γ-中子法、γ-γ法、选择性 γ-γ法、γ射线共振法、核磁共振法、中子寿命法、缓发裂变中子法等。
γ测量测量γ射线照射量率总量或分别测量1.46、1.76、2.62MeV的 γ射线能谱的钾、铀、钍含量的γ能谱方法。广泛用于航空、地面、坑道、井中、水底、海底，测定铀、钍、钾含量的分布规律。
α 测量用于测量土壤、空气中氡及其子体，具体方法有射气测量、α 径迹测量、α 硅探测器测量、α 卡测量、氡管法以及其他派生方法。
X射线荧光法岩矿中元素在激发源放出的X射线、β射线或电子束、α 射线或质子、激光等的辐照下，产生次生的 X射线荧光。测量次生的荧光照射量率的高低，以确定岩矿中待测元素的含量。广泛用于室内分析、地面找矿、坑道或探槽或岩心上的 X辐射取样及钻孔、水中、月球或火星表面等测量元素含量和分布规律。
中子活化法岩矿介质受到原子反应堆、加速器或中子源等放出的中子所辐射，活化而产生放射性核素或复合核素，根据核素的半衰期和释放出的γ射线或其他粒子的能量与活度，确定待测元素及其含量的分布规律。这种方法广泛用于室内分析、地面探矿、测井、水中及海底探测，以及月球表面或火星表面等探测。
γ-中子法岩矿介质中某些元素,可以与γ射线相互作用产生核反应，并释放出中子。测量中子的计数率强弱，可探知待测元素含量的多少。可用于室内分析、地面找矿、测井等领域里勘查铍矿。
中子吸收法岩矿介质中某些元素（如硼、锂、汞、镉、氢等）的中子吸收截面较大，若在岩矿中上述元素含量高，则中子被吸收后而探测到的中子计数率大为减少，藉此来分析这些元素的含量。可用于室内分析，地面找矿、测井等领域。
γ-γ法应用放射性核素γ源,沿着井壁或炮眼测量散射γ射线的照射量率，可为研究岩石或矿石的密度变化提供资料。该方法用于井中划分煤层、测定煤的灰分以及提供岩石或矿石的密度。
选择性γ-γ法应用放射性核素低能γ源,沿着井壁测量散射γ射线能量小于0.5MeV的照射量率变化，用于研究重金属矿物的富集程度。主要用于勘查铅、钨、汞、锑、铜等矿床，测定煤的灰分等。
γ射线共振法锡、锑、铁等33种元素可对一定能量的γ射线产生共振吸收现象，又称穆斯堡尔效应。测量其产生的次生γ射线照射量率，可在地面普查或坑道取样时确定岩石中某些金属矿物的含量。
核磁共振法造岩元素中各种原子核有核磁共振效应。在稳定的外磁场中,具有磁矩μ和动量矩P的原�雍松希饔米乓桓鍪勾啪仄叫杏谕獯懦》较虻�力偶，原子核将像陀螺一样环绕这个场的方向以频率ω0而运动,ω0与外磁场强度H0成正比，即
ω0=r0H0其中ω0称为核磁共振频率（拉莫尔频率）；r0=μ/P,称为原子核的回磁比。主要造岩元素中，氢在地磁场中具有最大的回磁比和最高的核磁共振频率。水、石油、天然气中的氢原子核是核磁共振测井的研究对象。
中子寿命法测量热中子被地层俘获所需时间与深度变化关系的一种测井方法，又称中子衰减时间测井。
缓发裂变中子法铀的天然放射性同位素238铀和235铀在快中子和热中子作用下，分别产生快中子裂变和热中子裂变，部分裂变产物会产生缓发中子辐射，其半衰期等于先驱元素β衰变的半衰期。它主要应用于勘查放射性平衡严重破坏且没有明显变化规律的铀矿床。