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1、核测井原理概述2第一章 自然伽马测井和自然伽马能谱测井31 伽马射线及其探测32 岩石的自然伽马放射性（自然伽马测井的地质基础）63自然伽马射线强度沿井轴的分布134 自然伽马测井的仪器刻度、井眼校正145 自然伽马测井资料的应用156 自然伽马能谱测井177 自然伽马能谱测井资料的应用20第二章 中子测井211中子测井基本原理222超热中子测井25第三章 核磁共振501顺磁共振的相关结果502岩石孔隙中流体的核自旋驰豫及描述这种驰豫的方法58概述核测井这门课程是和原子核物理基础是相互衔接的一门课程。本课程的重点是自然伽马测井、自然伽马能谱测井，密度测井，中子测井以及核磁测井方法原理的讨论，资
2、料的解释应用只稍作提及。核测井，在核磁共振测井出现之前，我们又叫做放射性测井。放射性测井主要有三种方法：自然伽马测井测量地层的天然放射性；密度测井测量人工伽马源与地层作用后的射线；中子测井利用中子作用于地层作用，然后测量经地层慢化后的中子，或中子核反应产生的伽马射线。这些测井方法主要用于了解地层的岩性和测量地层的孔隙度。密度测井与中子测井结合也可用来判别储集层空间中的流体性质。核磁测井严格地说不是放射性测井方法，核磁测井利用氢核具有核磁矩在外磁场作用下的共振吸收特性，测量地层中的氢核的状态和数目，进而求得地层的孔隙度及孔隙结构，束缚水饱和度等参数。第一章 自然伽马测井和自然伽马能谱测井自然伽马
3、测井测量地层中天然放射性矿物放出的伽马射线来了解地层的岩性等方面的特性。本章从五个方面来讨论：1.伽马射线的测量（自然伽马测井的物理基础）；2.岩石的放射性来源(自然伽马测井的地质基础)；3.井中自然伽马的测量；4. 自然伽马测井资料的应用;5.最后介绍自然伽马能谱测井的原理及其应用。1 伽马射线及其探测1、 伽马射线及其性质(1)伽马射线：处于激发态的原子核，回到基态时，放出伽马射线。伽马射线是一种能量很高，波长很短的电磁波。 E=h=h式中 h是伽马射线的能量，h是普郎克常数，是频率，c是光速，是波长。岩石地层中放出的伽马射线的能量范围为1kev7Mev.(2)伽马射线与物质的相互作用 如
4、前所述，伽马射线射入物质后主要与物质发生三种相互作用。光电效应：伽马射线的全部能量转移给原子中的电子，使电子从原子中发射出来，伽马光子本身消失的现象，称为光电效应。康普顿效应：入射的伽马光子与核外电子发生非弹性散射，光子的一部分能量转移给电子，使原子中的电子被反冲出来，而散射光子的能量和运动方向发生变化的现象。电子对效应：当伽马光子的能量大于1.02Mev时，光子与靶原子核的库仑场相互作用，光子转化为正负电子对的现象。(3)伽马射线的探测由上面的讨论可知，射线与物质相互作用的结果是，原入射能量的伽马光子消失，把入射光子的全部能量或部分能量转移给带电粒子（电子）。也就是说，由于伽马射线的射入，在
5、物质中产生了有运动能的带电粒子。电子通过物质时，使原子产生激发或电离，电子本身在运动过程中逐渐损失能量。如果电子的能量高，则在物质中穿行时，产生激发或电离的原子数目就多。利用上述伽马射线与物质相互作用的机制，我们就可以制作相应的伽马射线探测器。目前射线的探测应用广泛的是闪烁探测器。闪烁探测器的优点是探测效率高。其探测装置如图1所示。探测装置由探头，高压电源，前置放大器，主放大，分析记录仪器等组成。其中探头主要由闪烁体和光电倍增管构成。闪烁探测器探测伽马射线的原理如下：（1） 伽马射线入射到闪烁探测器的晶体（NaI(Tl)）内，与物质发生三种相互作用，产生不同能量的带电粒子（电子）；（2） 带电
6、粒子在探头晶体的运动引起探头晶体原子的激发，退激时发出荧光；（3） 荧光光子经光子耦合剂（硅脂）引入光电倍增管中；（4） 光子打到光电倍增管的光阴极上，与光阴极板材料发生光电效应。荧光被吸收，产生光电子束；（5） 光电子被电场聚焦和加速，打到光电倍增管的各打拿极上，逐级倍增；（6） 倍增后的电子，在光电倍增管的阳极上产生一个电流脉冲，在阳极的负载电阻上产生一个电压脉冲；（7） 电压脉冲被放大，整形后送入相应的记录仪器进行记录，分析。上述测量射线的过程尽管有若干步骤，实际上是瞬间完成的。从上面的探测原理可以看出，如果伽马光子的能量高，则光电效应的光电子能量就高，光电子在探头内运动时激发的原子就多
7、；在探头的闪烁体内产生的荧光就多；进而在光电倍增管的光阴极上产生的光电子就多；经光电倍增管倍增后在阳极上产生的电流脉冲就高，即在负载电阻上输出的电压脉冲幅度就高。电压脉冲经放大和整形后，送入相应的记录仪器记录。记录仪器可以分为两种：一种是仅记录脉冲的个数，称为定标器；另一种是不仅记录脉冲的个数，并且根据脉冲电压的高低，分别进行记录，称为脉冲幅度分析器。记录的是射线能谱（仪器谱）。探测伽马射线的探测器还有盖格弥勒计数器，半导体探测器。前者的优点是制作简单，后者的优点是射线能量的分辨率高。2 岩石的自然伽马放射性（自然伽马测井的地质基础）自然伽马测井，自然伽马能谱测井，测量的是天然岩石的放射性。为
8、此，我们要了解自然界的岩石中有哪些放出伽马射线？其半衰期是多少？其含量（或者说其丰度）如何？放射性的多少与测量岩石之间的关系如何等问题。（1）岩石中的放射性核素在自然界中存在92中元素，330多种核素，有270种是稳定的核素，有60多种是不稳定的核素。研究表明，对于质量数A209的核素，大部分是稳定的，20多种是不稳定的；对于质量数A209的核素，全部都是不稳定的，主要的是铀系，钍系，锕系的成员。1 天然轻核，中量核（A10y的核素有：元素名称核素原子量半衰期丰度衰变方式及能量元素在沉积岩中的含量英文中文%Mev%Potassium钾39.966700.01172%Vanadium钒49.94
9、71640.250？Selenium硒81.9167079.2？Rubidium铷114.90387127.83几十ppmIndium铟129.90623895.70.1ppmTellurium碲128.9049834.7?Iodine碘128.90498？?Lanthanum镧137.9069160.0891020ppmNeodymium钕143.9100323.8?Samarium钐146.91486715.1几十ppmTantalum钽179.9475140.0123?Rhenium铼186.95583362.6?Osmium锇185.9538701.6?Lutecium镥175.942
10、6002.61209 （A是质量数）重核衰变的特点是：主要是衰变，也有衰变，Ec及伽马跃迁。通常半衰期很长，全部包含在三个天然放射性系列中（铀系，钍系，锕系）。U系列从U开始，质量数为A=4n+2，T=4.46810y，丰度为99.25%Th系列从Th开始，质量数为A=4n， T=1.41y，丰度为100%锕系列从U开始，质量数为A=4n+3，T=7.038y，丰度为0.72%由前面有关放射性平衡的讨论中指出，对于递次衰变系列，不管各子体的衰变常数如何，只有半衰期最长者支配整个衰变系列的衰变。也即在足够长的时间后，整个系列只剩下半衰期最长者及其后面的子体，且都按最长的衰变常数衰变。（1） 钍系
11、钍系从Th开始，经10次衰变变为Pb(铅)，Th的丰度为100%，半衰期为1.41y。在递次衰变的过程中产生的自然伽马射线能量在几十kev到3Mev之间，100kev的有60多条，可见其伽马射线谱是很复杂的。钍系伽马射线的特征：主要伽马辐射体为：钍系的伽马射线谱是由钍及其子体放出的伽马射线共同组成的。典型的伽马射线，全是Rn(氡)的子体产生的，主要的伽马射线有6条。0.239Mev 0.338Mev 0.583Mev 0.911Mev 0.968Mev 2.614Mev（）图2b钍衰变的谱（放射谱）所示：钍系的伽马射线谱线的特征与Th系所处的平衡状态有关。当平衡被破坏，则谱线随之变化。破坏的方
12、式主要是氡气逸出；地下条件的变化等。（2） 铀系（铀镭系），锕系U(铀系)丰度为99.276%，T=4.468y 主要有，射线的能量为几十kev3Mev，100kev的谱线有80多条。U（锕系）丰度为0.7%，T=7.038y,主要有，伽马射线能量范围为：几十kev0.89kev伽马射线的能量的范围 当考虑的能量Er1Mev时，只有铀镭系列的贡献； 当考虑的能量范围有低能段时，主要仍是铀镭系列的贡献，伴有少量比例的锕系的贡献。镭组 占放出来能量的2%镭组（子体） 占放出射线能量的98%铀镭系又分为：可见铀镭系中主要是镭组的贡献。U系中，主要是镭组的贡献，且又都是氡（Rn）的子体，主要的伽马辐射
13、核素如下： 铀镭平衡时，U系的伽马能谱特征i)能谱是U及其子体共同放出的，因平衡时各核素的含量比值（核素的数目之比），活度是一定的，有稳定的伽马射线谱；iiii)平衡时，伽马射线谱仍是很复杂的，伽马射线的能量的范围为0.13 Mev，100kev的谱线有80多条；主要的伽马射线的能量为： 0.295Mev 0.352Mev 0.609Mev 1.120Mev 1.764Mev其中1.764Mev是由与的衰变共同引起的。 U系能谱的特征与衰变系列所处的状态有关，若放射性平衡被破坏，则能谱的特征随之发生变化。 二铀、钍、钾在岩石中的分布岩石按其成因可分为：岩浆岩（火成岩），变质岩和沉积岩三类。三大
14、岩石在一定条件下可以互相转化。三者的关系如图所示：岩浆是地球内部成分复杂的硅酸盐炽热的熔融体，主要成分是硅酸盐，SiO2含量可达35%80%，其次是各种金属氧化物。如，三氧化铝（Al2O3）,三氧化铁（Fe2O3）,氧化铁（FeO），氧化镁（MgO），氧化钙（CaO），氧化钠（NaO），氧化钾（K2O），二氧化钛（TiO2）等。此外还含有少量的贵金属，有色金属及放射性元素。岩浆岩是岩浆在一定的地质作用下由地壳深处沿着一定的通道侵入地壳表层或喷出地表经过冷却和结晶而形成的岩石。 根据产状分为研究表明岩浆岩的放射性，随着酸性的增强而增高。其中石英是无放射性的，长石云母因含钾而具有放射性；铁，镁矿物
15、的放射性较高。其中的附生矿物放射性最强。客观世界中基本的变化有物理、化学、生物、核反应等，前三者都不能改变核的性质，即不能使一种元素变为另一种元素。常见的岩浆岩：花岗岩、安山岩、闪长岩、玄武岩，流纹岩，放射性都较强。1 沉积岩的放射性在地壳表层条件下，由早期形成岩石的风化产物和有机质等，通过风或水的搬运，水的溶解，生物的作用，沉积于河流，湖泊，海洋等处，再经成岩作用而形成的岩石称为沉积岩。沉积岩的形成过程如下：母岩经过物理的，化学的，生物的作用，形成碎屑物质，或溶解于水中，或存在于生物体上，经过搬运，沉积形成碎屑沉积物，化学生物碎屑沉积物等，再经过成岩改造形成沉积岩岩石。沉积岩的分类方案比较多
16、。根据成因和物质成分又分为：碎屑岩，化学岩，生物岩。碎屑岩按碎屑的来源又可分为陆源碎屑和火山碎屑两个子类；再按结构分为：碎屑岩，泥质岩 含化学成因的岩类，按照三种过程（物理，化学，生物过程）参与的程度不同分为：纯化学岩石类，如蒸发岩类（石膏岩，盐岩等）锰质岩，铜质岩等；化学生物-碎屑岩，如碳酸盐岩，硅质岩等；有机生物岩，如煤，油页岩等。研究表明，沉积岩的放射性具有如下的特点：纯岩石（如纯砂岩，灰岩等）的伽马放射性较低；泥岩，页岩的放射性较高；一般的岩石除基岩本身的一小部分贡献外主要是由泥质，粘土矿物引起的。泥质的含量越高，伽马放射性就越高。2 变质岩变质岩的放射性与其母岩的放射性相同，这是因为
17、各种元素形成的岩石在不同温度，压力条件下引起的物理的，化学的变化，并不改变原子核的性质，放射性是原子核的变化引起的。在地壳运动和岩浆的作用下，使地下深处形成的岩浆岩和沉积岩发生物理化学性质变化的作用，叫变质作用。由变质作用形成的岩石成为变质岩。由岩浆岩形成的变质岩叫正变质岩；由沉积岩形成的变质岩称为负变质岩。总之，自然界中钾，铀，钍的分布，除少数的铀，钍和钾矿物外，均以杂质的形式存在于各种岩石中；铀钍钾的含量与其化学性质有关，与岩石的沉积环境，物源供给，沉积时的水动力环境等因素有关，与有机质的含量有关，并且随着有机物的变化，伽马放射性也会发生变化。铀矿物含量的高低还与岩石成岩后地下水的活动有关
18、，因铀盐易溶解于水中，例如：在碳酸盐岩缝洞处，由于地下水的流过，铀盐矿物易吸附沉淀在流经的岩壁上。3自然伽马射线强度沿井轴的分布1 无限均匀地层中的伽马射线的强度。设地层的密度为，每克岩石中含q克放射性物质，每克物质在单位时间中放出a个伽马光子；地层的吸收系数为u,则体积元dv中的伽马射线对距离为r的M点产生的伽马射线强度为：dJ= 在球坐标下，,即dJ= (这里有一张图)J=这是在无限均匀放射性地层中任意一点的伽马射线强度。2 有限厚放射性地层伽马射线沿井轴的分布设有半径为r的井垂直钻过厚度为h的水平状放射性地层，如图所示：选用柱坐标系，把坐标原点选在M点，则放射性地层体积元dv对M点的贡献
19、为dJ=则 J= J=将所有的长度单位以井眼半径为单位。即作变量代换： 则原式=再作变量代换：原式=这样，对于给定的地层厚度h,给定一个值，就可以计算一个的值，从而就可以得到厚度为h的地层沿井轴的伽马射线强度分布。同样，如果对于不同的h值，则可以作出不同厚度地层的响应曲线。具体计算表明：1.曲线对称于地层的中心；2.地层的中心O点，曲线有一极大值，且随着厚度的增大而增大，当厚度大于六倍的井眼半径时，曲线得到其最大值，不再随厚度的增大而变化；3.厚度大于六倍的井眼半径时，可由曲线的半幅点确定地层的视厚度，当厚度小于六倍的井眼半径时，相应的地层边界向峰值移动；注意： 1）计算的只是地层本身特性的讨
20、论，没有考虑测井仪器的特性；2）常测井仪器是沿着井轴向上移动测量的，即测井仪器有运动速度，上面的计算曲线只适用于测井速度为零的理想情况；3）算中没有考虑围岩对测量点伽马射线强度的贡献，若围岩有放射性，则 即要加上围岩地层的贡献；4）伽马测井的探测深度约为一英尺（30多厘米）。 4 自然伽马测井的仪器刻度、井眼校正1.伽马测井仪器自然伽马测井仪器分为两部分：井下仪器，地面仪器。井下仪器通常用闪烁探头，闪烁探头由于探测效率高，可以更好地探测到来自地层的伽马放射性。地面仪器用于记录井下仪器送上来的数字信号，整个测井系统由计算机控制。井下仪通常由闪烁探测器及相应的电子线路和电源组成；地面仪由接受电路、
21、记录、显示设备构成。2.仪器的刻度（标准化）测井仪器在测井前必须经过刻度。通常，斯论贝谢的GNT-7仪器对一微克镭当量的地层测量结果 等于11.7API单位。沉积岩的伽马辐射通常在几个API200API单位之间，表2是常见矿物的自然伽马辐射强度。仪器的刻度在标准井上进行，经刻度的仪器测量的自然伽马测井值单位为API.3.井眼的校正 自然伽马测井仪器得到的自然伽马测井值不仅是地层放射性和密度的响应，也是井眼条件，仪器尺寸和仪器是否居中等因素的响应。手工解释时必须对测井值经井眼校正后，才能用于定量的计算。这种校正对于泥岩地层有扩径的情况显得尤为重要。5 自然伽马测井资料的应用 自然伽马测井资料的应
22、用可分为定性应用和定量应用两个方面。定性应用：重要用于结合其它测井资料划分岩性剖面和进行地层对比。定量应用方面主要用于求泥质含量。1划分岩性，地层对比1）划分岩性我们知道石油，天然气总是储集在一定类型的岩石中，因此划分岩性是测井解释很重要的一步。对于砂泥岩地层，由于泥岩，页岩的伽马放射性高。因此，根据对一个地区地质情况的了解，我们可以划分出高伽马测井值井段为泥岩。由于砂岩的伽马放射性与粒度有相应的关系。因此，又根据自然伽马值的相对高低，判断砂岩地层岩性的粗细。对于碳酸盐岩剖面，自然伽马测井值的高低与灰岩沉积时的相对海平面的变化有关。泥晶灰岩等通常沉积于较深的水体，含泥量相对较高，因而有相对较高
23、的伽马测井值。纯的砂屑灰岩，亮晶颗粒灰岩，自然伽马值就要低一些。对于其它岩性的划分则根据勘探地区的地质情况划分出盐岩，石膏，煤等岩性。2）地层对比自然伽马测井测量的是岩石中自有的核素的放射性。放射性是核过程，不因地层温度，压力的改变而变化。另一方面，在相同沉积环境下沉积的岩石，具有大致相同的放射性。例如对于泥岩、页岩，往往是在较稳定的环境下沉积的，可以作为地层对比的标志层进行多井对比追踪。这是，自然伽马测井资料用于地层对比的依据。2计算泥质含量在岩石的自然伽马放射性一节的讨论中指出沉积岩中，纯的砂岩，纯的碳酸盐岩地层的自然伽马放射性很低，也即对于储集层岩石，骨架的放射性是很低，储集层岩石的伽马
24、放射性主要是由泥质或粘土矿物引起，且泥质含量越高岩石地层伽马放射性就越强。这为利用自然伽马测井资料估算泥质含量提供了依据。 由前面的理论分析表明，无限均匀的地层伽马射线的强度为GR=若有几种放射性物质，则变为 对于含有多种放射性矿物的地层 对于含有两种矿物的地层(砂泥岩剖面)有测得,则可以利用上式求泥质含量.实际上，对于纯的砂岩地层，,则 对于纯的泥岩地层，,则 则式中值得指出的是，用这种方法求出的泥质量是上限值，即计算的泥质含量偏高。值得注意的是:这种方法求出的泥质含量是其上限,即估算的泥质含量偏高。常用的经验公式:6 自然伽马能谱测井自然伽马测井，测量的是地层中能量大于100kev的所有自
25、然伽马射线的计数率。其优点是仪器结构简单，成本低,统计误差小。其缺点是由于仪器记录的是总计数率，因而不能区分放射性核素的种类。此外，当地层中除骨架与泥质含放射性外，还存在放射性矿物时（如云母,钾长石,有机质等），用自然测井资料求的泥质含量偏高，因为把这些非泥质放射性矿物产生的放射性全当作泥质处理了。此外，在地质应用中，分析沉积环境，研究生油层,在特殊岩性中分析储层，也需要能谱资料。1.自然伽马能谱测井原理(1).岩石中放射性矿物的特征如2节的讨论：放射性矿物的发射谱中仪器谱:若用闪烁探测器测量混有上述三种放射性矿物的样品的能谱可以发现，在上述三个特征能量相应位置会出现相应的记数峰值。如果能测得
26、地层得能谱，通过解谱，我们就可以求出地层中相应的放射性矿物的含量。知道了这些放射性矿物的含量我们就可以更好的研究测量地层的特性。 (2)自然伽马能谱的测量脉冲幅度分析器1o.仪器的刻度:如前面关于闪烁探测器的讨论，伽马射线射入闪烁探测器之后，经探测器产生一个电压脉冲，电压脉冲幅度的高低正比于伽马射线的能量伽马能谱仪器在测量前要经过刻度，以找出脉冲幅度U与伽马射线的精确关系。通常用137Cs( =0.661Mev)和60Co（ =1.33Mev）脉冲幅度分布示意图3o.由于伽马探测器对伽马射线的能量分辨是有限的，探头的能量分辨率定义为: 探头的能量分辨是度量探头好坏的一个重要指标。通常闪烁探头的
27、能量分辨率应小于10%.通常用137Cs的峰检查。（3） 解谱 解谱就是应用数学方法根据测量的能谱资料求解样品(或地层中)放射性矿物的含量。对于闪烁探测器测得的能谱,有如下几种解谱方法。1o剥谱法这种解谱方法的基本原理是对应一种核素选择一个发射率较高的特征峰,根据峰值能量选择一个能量窗口，依据窗口的计数率解一个代数方程。下面以求讨论.如前所述：能量峰的宽度通常依据探头的能量分辨率选择。只有一个峰,能量为1.46Mev,能量窗口选择为(1.32Mev1.58Mev)U的特征峰能量为1.76Mev,能量窗口选择为(1.65Mev2.39Mev)Th的特征峰为2.62Mev,能量窗口选择为(2.48
28、Mev2.8Mev)于是有系数是测量仪器标定时求出的，表示标准样品中仅有第i种放射性核素时在第j个窗口产生的计数率。这种解谱的优点是物理意义清楚，求解简单;缺点是统计误差较大，误差积累严重。为了提高解谱精度，可以用最小二乘法。 2o最小二乘法解谱为了提高解谱的精度最小二乘法，方法增加了能窗的数目,使能量窗口的数目nm,其中m是要求解的矿物的数目。此时方程变为 为j种矿物的含量。用最小二乘法求解此方程，要求误差平方和 这种解谱法的优点是：利用的测量信息量多，计数率高，统计误差较小。缺点是：由于各能量窗的计数率各不相同，因此测量精度也不相同，得到的结果是不等精度测量。 对此方法的进一步改进是加权最
29、小二乘法，此处不再赘述。3oNGS仪器的指标斯伦贝谢公司自然伽马能谱测井仪器NGS：用256道谱仪测量全谱（0.53Mev）的几项指标及输出曲线。仪器记录：256道原始测井数据：U,Th,K窗计数率及GR测井曲线：U, Th（ppm）,K（%）的含量，SGR（总伽马，单位为API）,CGR(去铀伽马API)，U，Th用ppm单位，K用百分单位。质量控制曲线7 自然伽马能谱测井资料的应用 由于NGS测井提供了更多的地层信息，因此能谱资料比GR有更广泛的应用。NGS资料也可用于地层的定性与定量评价两个方面。定性方面：一，研究生油层 比 二，寻找特殊储集层：对总伽马高的层段，可能其高伽马值来源于铀的
30、贡献。铀的贡献高，并不表示储集层段的泥质含量高。对于某些地层若总伽马高，而去铀伽马不高，则有可能是裂缝，缝洞型储集层。这种情况在碳酸岩中是很常见的。三，比研究沉积环境 根据苏联的研究，陆相沉积环境，氧化环境，风化层，7; 海相沉积环境，灰色或绿色岩石，7；海相黑色页岩，磷酸岩中2.四，求泥质含量 用去铀伽马资料求泥质含量，公式与前面讨论的相同，只是计算时用的是未计入铀的贡献的自然伽马测井值（去铀伽马）。第二章 中子测井概述中子测井利用中子与地层物质相互作用的各种效应，测量地层特性的测井方法的总称。根据中子测井仪器记录的对象不同可以分为： 按仪器结构特征的不同，可以分为普通中子测井，贴井壁中子测
31、井，补偿中子测井等。从中子源发出的高能中子与地层物质的原子核发生各种作用，其结果是高能中子逐步减弱为超热中子和热中子，或被原子核吸收，发生核反应。中子与物质相互作用的类型有：非弹性散射；弹性散射；核俘获引起的核反应等。 探测仪器记录的低能中子的数量或原子核俘获中子发出的伽马射线的强度与地层对中子的减速能力和吸收特性有关。中子测井正是利用了这些特性对地层进行探测的。1）中子测井测量地层孔隙度的原理氢核与中子的质量几乎相等，是最强的减速物质。因此，中子测井的结果将反映地层的含氢量。在油层或水层中，储集空间中被含氢核的油或水充填，这样储集体中含氢量的多少反映岩石孔隙度的大小。因此，中子测井是一种孔隙
32、度测井方法。2）油层和气层对中子的减速能力的差异非常明显，因此中子测井也是一种指示油气层的测井方法。3）氯是地层中重要的中子吸收物质，氯是大多数地层水的主要离子成分，可见中子测井对于划分油水层也有重要作用。4）中子与地层中的原子核发生非弹性散射，使原子核处于激发态，在退激时发出伽马射线。这些伽马射线的能量，反映靶原子核的能级结构。因不同的原子核其能级结构是不同的，因此发出的伽马射线的能量也是不同的。我们把这种不同原子核发生的伽马射线称为特征伽马射线。测量地层发射的伽马射线的能谱，就可以分析地层中元素的成分。例如：碳核的特征伽马射线为 氧核的特征伽马射线为 对于给定的中子源，中子与地层中的碳核和
33、氧核发生非弹性散射次数的多少，取决于地层中相应核素的多少，取决于地层中相应的核素的丰度。即特征伽马射线的强度取决于地层中碳核、氧核的数目。显然，油层与水层单位体积中的碳核和氧核的数目是不同的。我们通过探测与的强度比，就可以定性判断地层是水层还是油层。这是碳氧比测井的原理。1中子测井基本原理普通中子测井是利用地层中氢核对快中子的减速能力测量地层的含氢指数，进而确定地层孔隙度的测井方法。一、地层的含氢指数 自然界中，对中子减速能力最强的核素是氢核，岩石中的氢核的多少就决定了地层对中子的主要减速能力。为了度量地层对中子的减速能力，引入几个概念。1含氢量，含氢指数含氢量：单位体积中氢核的数目。含氢指数
34、：单位体积岩石中的氢核数目与同体积的水的氢核数目之比。 含氢指数= 式中x是单个分子中含的氢核数目；M是分子量；是阿伏加德罗常数。2几种地层物质的含氢指数淡水： 盐水 盐离子占据一定的体积空间，使 有所下降。 p是以 ppm为单位的盐离子浓度。例如，则 油气的含氢指数 油气的含氢指数与油气的密度和成分有关。其含氢指数可根据其密度和成分计算（经验公式） （这里有一个数据表） 天然气 由上面的计算可知，水，含盐分的地层水，原油的含氢指数都很接近于1，差别不大。但是天然气的含氢指数与1相差很大，天然气的含氢指数很小。由此可见，中子测井也提供了一种指示天然气的方法。岩石的含氢指数设岩石的孔隙度为，孔隙
35、中饱和淡水，岩石骨架不含氢，则当地层孔隙度中同时含有水和油气时，其中为含水饱和度与地层孔隙度无关的含氢指数(i)岩石骨架的等效含氢指数，岩石骨架对中子的减速能力，在效果上等价于一定量的氢核对中子的减速能力。一般 。(ii)泥岩的含氢指数, (iii)矿物结晶水，例如，石膏()地层的含氢指数计算公式二、中子测井基本原理，仪器结构1原理 中子测井利用地层中氢核对快中子的减速能力特性，测量地层的含氢指数，进而确定地层的孔隙度。2仪器的基本结构S中子源 ，R探测器（这里有一幅图）中子源 通常采用点状连续中子源，如AmBe中子源，平均中子能量 。中子源照射地层后，在地层中形成稳定的空间分布。中子测井测量
36、地层减速后的超热中子，或热中子，或中子伽马射线源距的选择 一般取3545cm 例如： schlumberger的SNP取d=42cm探测器 分如下几种：（a）超热中子探测器：测量经地层减速后的超热中子（En=10.1ev），相应的仪器称为超热中子测井仪器。（b）热中子探测器：测量经地层减速后的热中子（En=0.10.001ev），相应的仪器称为热中子测井仪器。（c）伽马探测器：测量中子射入地层后产生的伽马射线强度或能谱，相应的仪器称为中子伽马测井仪器或中子伽马能谱测井仪器。几种中子探测器利用核反应如下：下面以超热中子测井为例进行详细讨论中子测井的一些细节问题及资料的应用。热中子的概念：当中子与
37、周围介质的原子处于热平衡时，这些中子称为热中子，能量范围为：0.10.001ev2超热中子测井超热中子测井测量经过地层减速后的超热中子，中子的能量范围为：10.1ev一、超热中子测井仪器的计数率响应、源距的选择、仪器的刻度。1、计数率的响应点状快中子源在无限均匀地层中形成稳定超热中子通量为：式中De为超热中子的扩散系数，为宏观散射截面；Le为超热中子的减速长度,， 为宏观吸收截面； 为平均散射自由程；为物质的有效原子量。显然，中子探测器的计数率，即， k为仪器结构有关的常数。几点定性讨论：计数率N与探测器距点源的距离r有关,且距离r增大，则减小，因此N减小；测得的计数率N与地层的特性有关，主要
38、表现为公式中的De与Le的影响，这两个常数表达了地层的特性。当仪器结构一定时，则r和k固定，测得的计数率N与地层对快中子的减速特性有关。地层的特性由Le和De表示，而Le与De取决于地层中的含氢量。因此，用同一种仪器，在相同岩性的地层中测量计数率N的大小，就可以反映地层孔隙度的大小。这是中子测井测量孔隙度的原理。下面讨论选择什么样的测量条件，实现这种测量。2、源距的选择设有两个岩性相同，孔隙度分别为充满淡水的地层，De2, Le1Le2。反过来说，充满淡水的孔隙度小的地层扩散系数大，减速长度长。由有因为De1De2 ，所以可见，用不同的源距r可得到三种情况： 令则 若选择的源距等于零源距，在这
39、种情况下，对不同孔隙度的地层，测得的计数率相同，达不到利用中子测井测量不同地层的计数率确定孔隙度的目的。若选择的源距小于零源距，即孔隙度增大，计数率上升。这种源距称为负源距，对于中子测井无意义。这个称为零源距，对于普通地层，这个值为几厘米到几十厘米。若选择的源距大于零源距时，孔隙度增大，计数率减小。由前面的公式，随着源距的增加，比值呈指数减小。可见源距的增加仪器对地层探测的灵敏度就增加。然而另一个不利因素出现了，随着源距的增加，超热中子的通量呈指数下降，即计数率N本身的值急剧减小，测量的统计误差增大。这又使我们不能选择太大的源距。权衡地层探测的灵敏度和统计误差，通常中子测井的源距选择为3045
40、cm。斯伦贝谢公司的SNP选择为42cm。3、仪器的刻度 由前面的讨论可知，一旦确定了仪器的源距，中子测井仪器测得的计数率取决于含水地层的扩散系数和减速长度 。N=而，又取决于地层的含氢指数和岩性，因此 N=地层的含氢指数与地层的孔隙度是有直接联系的，故N=中子仪器的刻度就是要利用标准地层确定仪器测量的N和的关系以及将仪器标准化。仪器标准化的内容包括：标准地层（标准井，孔隙度，岩性已知），采用标准单位（API），孔隙度刻度是仪器的标准单位向孔隙度的转换。其关系如下式：仪器刻度条件：（a）氢是以淡水的形式充满地层的孔隙度空间；（b）在饱含水的纯灰岩地层中，中子测井的孔隙度响应等于地层的真含氢指数
41、，即为地层的真孔隙度。这样进行仪器刻度的实质在于，致密灰岩地层对快中子的减速能力作为计算孔隙度的参考基准。当某种地层对中子的减速能力与致密纯灰岩相同时，该地层的中子孔隙度值为零。以淡水饱和的纯灰岩地层作为标准地层刻度仪器后，仪器测得的地层孔隙度称为中子测井的视灰岩孔隙度。中子仪器刻度后对于饱和淡水的纯砂岩地层，测得的视灰岩孔隙度小于零。对于饱和淡水的纯白云岩地层，测得的视灰岩孔隙度大于零。为了确定仪器的N和的关系，需要一套不同值的标准刻度地层，孔隙度的范围为0所有地层可能遇到的最大孔隙度。HI：0HI砂HI灰HI白1.0实际地层测量的含氢指数HI等于地层中孔隙部分的含有氢指数加上地层骨架的等效
42、含氢指数。4、计数率与孔隙度的关系图版各公司的仪器都有自己的校正图版，现在都实现软件中了。5、中子测井的探测深度，纵向分辨率参考相应仪器的指标，探测深度为约1520cm，纵向分辨率为0.5cm(取决于仪器的源距)。二、超热中子测井资料的影响因素，校正方法1、井眼影响及校正在井中测量的含氢指数并不是地层的真实含氢指数。测量的含氢指数是仪器探测范围内所有介质的含氢指数。由于中子测井的探测深度较浅，因此测量结果受井眼条件影响较大。为了减少井眼的影响，采用贴井壁测量。但是通常贴井壁测量并未把井眼影响减少到可以忽略的程度。井眼的影响主要表现在两个方面：井径增大，测量的增大；泥浆比重增大，使测得的含氢指数
43、缓慢减小。井眼影响的校正方法：1图版校正； 2仪器测量时的自动井径校正； 3对于泥饼的影响，常利用图版进行校正。2、岩性的影响及校正地层对快中子的减速是地层中的氢核与岩石骨架共同作用的结果，即式中 是致密岩石骨架的等效含氢指数。实际应用中，可不用直接测量，而是通过测量，间接知道其影响。在已知岩性的条件下，对于饱和淡水的纯岩石，若已知真孔隙度，测量，则可求出 由上式 对于砂岩 ，约为=-0.035。可见砂岩测量的中子孔隙度要小于实际地层的真孔隙度。对于石灰岩 由于仪器是用纯灰岩刻度的，对于白云岩 ，0.0150.05左右。对岩性影响的中子孔隙度校正可用图版法。（这里有一幅图）3、孔隙流体性质的影响，天然气的挖掘效应挖掘效应：在含气地层中，中子测井的孔隙度响应比地层真实含氢指数小的现象称为挖掘效应。产生挖掘效应的原因：天然气对快中子的减速能力比同体积的岩石骨架
