泥質含量的實驗測量方法

① 砂岩的泥質含量標准

顆粒粒徑小於0.075mm的含量佔50%以上且其塑性指數大於10。
泥質含量：泥質是指顆粒直徑小於0.01mm的碎屑物質，泥質含量，也叫做泥質體積，是指泥質的體積占岩石總體積的比。
目前求取泥質含量的方法是用每種測點各求出一個泥質含量，然後求出最佳值。

② 測井相分析

1. 測井相的定義及其內容

測井相是由法國地質學家O.Serra於1979年提出來的，其目的在於利用測井資料（即數據集） 來評價或解釋沉積相。他認為，測井相是 「表徵地層特徵，並且可以使該地層與其他地層區別開來的一組測井響應特徵集」。事實上，這是一個n維數據向量空間，每一個向量代表一個深度采樣點上的幾種測井方法的測量值，如自然伽馬 （GR）、自然電位 （SP）、井徑 （CAL）、聲波時差 （AC）、補償密度 （DEN）、補償中子 （CNL）、微球型聚焦電阻率 （RXO）、中感應電阻率 （RIM）、深感應電阻率 （RID） 等。這樣一個9維向量就是一個常用的測井測量向量。假設一個2m厚的地層共有16個采樣點，於是一個16×9的測井數據集就可以表徵這一地層。當然，為了更清楚地表徵地層特徵，也可以使用測井計算機處理結果，如孔隙度 （φ）、飽和度 （S_w）、滲透率 （K）、骨架參數 （V_mal，V_ma2，V_ma3…） 以及泥質含量 （V_sh）、粉砂指數 （SI） 等來表徵。

測井相分析就是利用上述測井響應的定性方面的曲線特徵和定量方面的測井參數值來描述地層的沉積相。當然，在實際確定沉積相中還要依賴於地層傾角測井、自然伽馬能譜測井及成像測井等多方面的資料。可以這樣說，測井系統愈完善，測井質量愈好，測井相圖反映實際地層沉積相的程度也就愈好。由於測井資料、測井相是間接性地反映地層的沉積相，所以測井相解釋常具有多解性和不確定性。為了提高測井相解釋精度，就要依賴於精細的地質模型約束。

測井相分析的基本原理就是從一組能反映地層特徵的測井響應中，提取測井曲線的變化特徵，包括幅度特徵、形態特徵等以及其他測井解釋結論 （如沉積構造、古水流方向等），將地層剖面劃分為有限個測井相，用岩心分析等地質資料對這些測井相進行標定，用數學方法和知識推理確定各個測井相到沉積相的映射轉換關系，最終達到利用測井資料來描述和研究地層的沉積相。

2. 測井相標志與地質相標志的關系

前述測井相中數據向量的每一維都可稱作一個測井相標志，而沉積相標志是確定沉積相中一個觀察描述特徵標志。這兩種相標志之間不存在一一對應關系，尤其是類似古生物、地化指標等在測井資料中不可能確定。但在已知特定油氣田地質背景時，可以經過統計，推理找到判斷相、亞相、微相的組合對應關系。這種關系就是就是解釋模型，一般表現為邏輯的。

在若干沉積相、亞相、微相模型特徵研究基礎上，可以總結出確定某種沉積相、亞相、微相的最主要依據是顏色、岩性、結構、構造、粒度、古生物、地球化學以及垂向相序列等相標志。而在區域沉積背景 （相組、相） 的基礎上，識別各種亞相和微相的最基本的相標志是岩性、構造、垂向序列的特徵。而常規組合曲線和其處理成果、地層傾角測井曲線和其處理成果、成像測井圖像等測井資料就能解釋出這些基本的相標志：(1)岩性（類型及結構）；(2)沉積構造 （沖刷面、層理類型及其垂向變化）；(3)垂向序列變化關系（正粒序、反粒序、復合粒序、無粒序）；(4)古水流。

如果用測井資料能解釋這幾類相標志，就是為測井資料判別沉積亞相和微相提供了可靠的保證。為了建立各種沉積相標志和測井相標志相互對應關系，就必須緊緊抓住 「岩心刻度測井」 這一環節，進行反復刻度和反演，總結出針對不同沉積亞相、微相的測井相標志，用於確定沉積相亞和微相類型。一般常規組合的曲線特徵及計算機處理結果就能識別地層的岩性特徵、層序特徵，而地層傾角的微電導率曲線精細處理成果和成像測井圖像能反映沉積構造、結構及古水流方向。

3. 岩性測井分析

在進行測井相分析之前，必須首先選擇有效的測井組合。常用的測井資料包括自然電位、自然伽馬、電阻率、聲波、密度、中子及地層傾角等。這些測井資料從不同方面反映了岩性、物性、流體性質等特徵。

（1） 定性判別分析

定性劃分岩性是人們利用測井曲線的形態特徵和讀數的相對大小，根據長期生產實踐積累的一些規律性的認識 （經驗） 來劃分地層岩性的方法。

為了定性劃分岩性，解釋人員必須事先掌握如下基本知識：工作地區的地質特點，井剖面的岩性特徵，基本岩性是什麼，特殊岩性是什麼等。另外，還需要通過一口或幾口井較完整的鑽井取心或岩屑錄井得到的岩心資料與測井資料詳細分析對比，總結測井資料劃分岩性的規律。表3-3列有常見岩性的測井特徵和可能測井值的變化范圍。對於某一種具體岩性，常常只有一兩個主要的特點就能區別於其他岩性的。在測井方法中，聲波、密度及中子是劃分岩性的主要方法，微電極和自然電位對淡水泥漿砂泥岩剖面很有效，自然伽馬和中子伽馬對碳酸鹽岩剖面或鹽水泥漿砂泥岩剖面很有效，電阻率和井徑一般只作參考。具體劃分時，應先易後難，抓住主要特徵區別對待。

表3-3 常見岩性的測井特徵

（2） 定量分析

在砂泥地層剖面中，利用泥質含量與粒度中值區分岩性；在碳酸鹽岩剖面，可用岩石礦物成分區分岩性。

1） 確定泥質含量方法

A. 相對值法

各種測井方法的測量參數都受到泥質含量的影響，原則上講都可以用來確定泥質含量。相對值法的基本原理是認為泥岩的測井讀數 （G_MAX） 代表泥質含量為100％的測量結果，而純岩石測井讀數 （G_MIN） 代表泥質含量為0時的測量結果，把兩者差值作為泥質含量為100％時引起的測井讀數變化。而每一資料點的測井值SH_LG與G_MIN的差值代表由這一資料點的泥質含量引起的測井讀數變化。大多數測井讀數都可按相對值法計算泥質含量，但應用最好的是自然伽馬。

油氣田開發地質學

泥質含量：粗略地說，相對值SH就可作為泥質含量V_sh。但為了與本地的地質參數有更好的對應關系，也可引入一個經驗系數GCUR，按下式將SH轉換成V_sh：

油氣田開發地質學

阿特拉斯公司根據美國海灣地區的經驗，對古近系-新近系地層，GCUR＝3.7；對老地層，GCUR＝2。

B. 交繪圖法

用中子-密度、中子-聲波、密度-聲波交繪圖都可以確定地層的泥質含量，其基本原理都是相同的。如圖3-8，認為純岩石線V_sh＝0，而泥岩點V_sh＝100％，則泥岩點至純岩石線的距離代表V_sh＝100％，在兩者之間可進行線性插值。

圖3-8 密度與聲波時差的交繪圖

設純岩石線上兩點的坐標為 （x₁，y₁），（x₂，y₂），泥岩點為 （x₀，y₀），則純岩石線的方程為：

A_x＋B_y＋C＝0

式中：A＝y₂-y₁，B＝x₁-x₂，C＝x₂y₁-x₁y₂。

泥岩點（x₀，y₀） 至純岩石線的距離 （L）：

油氣田開發地質學

資料點 （x，y） 至純岩石線的距離 （b）：

油氣田開發地質學

把資料點的泥質含量看成是b與L的比值，因此得：

油氣田開發地質學

如果資料點與泥岩點在純岩石線兩側，則上式計算的V_sh<0，將取為0；若資料點在泥岩點附近，並且至純岩石線距離大於泥岩點，則計算的V_sh>1，則取為1。

中子-密度交繪圖對確定砂岩-石灰岩過渡岩性或其中一種單一岩性的泥質含量效果較好。但對確定白雲岩為主的岩性的泥質含量效果較差 （它離泥質點太近）。

中子-聲波交繪圖只對白雲岩確定泥質含量效果較好，對其他岩性效果較差。同時，對含氣地層效果較好，對不含氣地層效果較差。

聲波-密度交繪圖對岩性分辨力差，但幾種主要岩性線距泥岩點較遠，故對大多數儲層確定泥質含量效果較好。只有當井眼非常不好或地層太疏鬆，效果才不好。

2） 確定粒度中值方法

地層吸附放射性元素的能力與岩石顆粒粗細有關，因此自然伽馬是岩石顆粒粗細的指示信息。採用自然伽馬相對值方法確定粒度中值是測井解釋常用方法。一般情況下自然伽馬相對值與粒度中值在單對數坐標中呈直線關系：

lgM_d=C_o+C₁·I_GR

I_GR=(GR-GR_min)/(GR_max-GR_min)

式中：M_d——粒度中值，mm；I_GR——自然伽馬相對值；GR——目的層段的自然伽馬值，API；GR_min——研究層段的最小自然伽馬值，API；GR_max——研究層段的最大自然伽馬值，API；C_o和C_l為經驗常數 （C_o為所選取的GR_min相應層段的平均粒度中值 （M_do） 的對數值，M_do相當於該井段以層為單位統計的粒度中值的最大值，則C_o＝lgM_do；C₁為另一邊界點的粒度中值）。

A區建立的經驗關系為：

lgM_d＝-0.2877-0.0713I_GR

（3） 確定碳酸鹽岩岩性方法

孔隙度測井交繪圖是目前測井資料綜合解釋中廣泛用來研究解釋層段的岩性和確定儲層孔隙度的交繪圖。這類交繪圖主要是中子-密度、中子-聲波、聲波-密度、密度-光電吸收截面指數交繪圖等。

確定岩性和孔隙度的所有交繪圖解釋圖版都是對飽和液體的純地層製作的，井內為淡水泥漿或鹽水泥漿，採用含水純岩石響應方程或響應關系。圖3-9是一張補償中子與密度交繪圖圖版，鹽水泥漿密度ρ_f＝1.1g/cm³。圖的縱坐標是體積密度或按純石灰岩刻度的視石灰岩密度孔隙度，橫坐標是按石灰岩刻度的中子測井視石灰岩孔隙度，均作過井眼校正。在圖上有4條按單一礦物製作的純岩石線，其上孔隙度為0的點為骨架點。對每一種純岩石，依次給定一個孔隙度值，按ρ_b ＝φp_f＋（1-φ）ρ_ma計算其體積密度，而按補償中子響應實驗關系確定φ_CNL，便繪出各純岩石線。由於φ_CNL是對石灰岩刻度的，故只有石灰岩線是線性變化的，其他岩性線都略有彎曲。

交繪圖上的每一條純岩石線代表孔隙度為各種數值的單礦物岩石，由點的位置確定其孔隙度。任兩條純岩石線之間，代表由相應的兩種礦物組成的各種雙礦物岩石，由點的位置確定兩礦物的含量和孔隙度，點靠近哪條岩性線，就以哪種礦物為主。如圖上的P點可能是白雲質灰岩或砂質白雲岩，應視解釋井段岩性特點而定，一般按白雲質灰岩解釋。通過P點引一條線與石灰岩和白雲岩線上的等孔隙度線平行，與兩線的交點都為φ＝17.5％，而由P點在此線段上的位置，內插得方解石佔75％，白雲石佔25％。

這種解釋方法稱為雙礦物法，選用的兩個礦物稱為礦物對。選用礦物對的方法有兩種，一種叫標准四礦物選擇法，就是按地質上常見的組合，將石英、方解石、白雲石、硬石膏依次組成3個礦物對：石英-方解石、方解石-白雲石、白雲石-硬石膏。資料點落在哪兩條純岩石線之間，就按該礦物對解釋。另一種叫指定雙礦物解釋法，就是根據解釋人員的判斷 （包括地區經驗） 指定一種礦物對，不論點落在何處，都按此礦物對解釋。例如指定方解石-白雲石礦物對，則落在這兩條線之間的按前述方法解釋，是這兩種礦物組成的岩石，而落在石灰岩線上及其上方的點是純石灰岩，而落在白雲岩線上及其下方的點是純白雲岩，其孔隙度仍按等孔隙度線確定。

圖3-9 補償中子-密度測井交繪圖解釋圖版 （鹽水泥漿）

圖3-10是聲波-補償中子交繪圖，圖3-11是密度-聲波交繪圖。製作方法與中子-密度交繪圖相同。比較而言，中子-密度交繪圖確定岩性和孔隙度最好，對各種岩性都有較好的分辨能力 （岩性線之間距離較大），並且可做油氣校正。其次是中子-聲波交繪圖，岩性分辨力也強，但聲波不能做油氣校正。聲波-密度交繪圖對常見岩石確定岩性和孔隙度較差，但對識別蒸發岩有利，用來確定泥質含量也較好，因為它的3條岩性線很靠近，而純泥岩點離它們較遠。

用各種交繪圖確定岩性和孔隙度都要注意泥質、縫洞、天然氣及不利井眼條件的影響。泥質的影響是使資料點向泥岩點 （根據鄰近泥岩的測井讀數確定） 方向移動。密度和中子反映岩石的總孔隙度，縫洞孔隙度會使其孔隙度增加；而聲波時差基本上不受縫洞的影響。天然氣影響使ρ_b和φ_N減小，使非壓實地層的聲波時差增大。井眼擴大ρ_b減小而φ_N增加，並使地層界面附近的聲波時差讀數不穩定。

圖3-10 聲波時差-補償中子交繪圖版（淡水泥漿）

圖3-11 密度與聲波時差交繪圖版

4. 沉積構造測井分析

通常地層傾角測井經過長相關對比處理得到大比例尺 （1：200） 的傾角成果圖用於地層構造學解釋，包括產狀、褶皺、斷層壓實後的砂體形態、裂縫識別等。在應用於沉積學時必須作特殊處理，即短相關對比或精細模式識別的交互處理。高解析度地層傾角測井包含有大量的沉積結構和構造方面的信息，在儲層沉積學研究中發揮著重要的作用。成像測井資料為沉積學研究進一步提供沉積結構、構造、古水流等方面的信息。

（1） 傾角測井解釋

層理在傾角測井圖上可呈現出各種特殊的矢量 （表明傾角、傾向的符號），根據這些矢量在剖面上連續變化所構成的模式，可識別各種層理構造。圖3-12表明了主要層理類型的矢量特徵，其中水平層理和平行層理的傾角近於0°，傾向不定，為綠色模式；波狀層理的傾角在10°左右變化，傾向也不定；直線斜層理或板狀層理為一組或多組綠色模式（矢量傾向和傾角不變），但傾角較大；波狀交錯層理為紅色模式 （一組傾向基本不變，而傾角隨深度增加而逐漸增加的矢量） 或藍色模式 （一組傾向基本不變，而傾角隨深度增加而減小的矢量），傾角變化大；槽狀交錯層理為雜亂模式，傾角和傾向的變化都較大。

圖3-12 層理類型的傾角矢量模式（據陳立官，1990）

（2） 成像測井解釋

無論是碎屑岩還是碳酸鹽岩地層的各種沉積構造，在FMI （地層微電阻率掃描成像）、CBIL（井周聲波成像測井） 等成熟的成像測井上有不同的響應。一般而言，在垂向上有一定規模變化的沉積構造 （如沖刷面、大型層理等），成像測井響應清晰。而規模較小或垂向上沒有明顯變化幅度的小型沉積構造則很難識別。

◎沖刷面：一般沖刷面為一凹凸不平的界面，往往其下是低能的泥岩或泥質粉砂岩，其上為將下部地層沖刷起來形成的含泥礫砂岩段。FMI圖像上形成一個凹凸不平的起伏界面，上部暗色泥礫呈扁平狀略顯定向排列，其下為含膏泥岩的高阻異常岩性反映 （圖3-13）。

◎斜層理：為紋層、層系交切關系不清的交錯層理或單向斜層理，岩心上往往表現為一組單一傾向的紋層垂向疊合。紋層是由成分、粒度、顏色變化顯示，規模較小。FMI圖像上，斜層理往往對應於一組有明暗條紋顯示的正弦波曲線，並且可以計算出每個層系、紋層的界面產狀 （圖3-13）。按紋層界面傾角大小，斜層理可分為低角度 （<12°）、中角度 （12°～20°）、高角度（>20°），它們分別對應在FMI圖像上為一組不同傾角大小的正弦曲線。

圖3-13 FMI圖像解釋實例

◎槽狀交錯層理：層系界面呈弧形交切、紋層也呈弧形的較高流態形成的水流層理。岩心上往往表現為幾組弧形紋層相交。FMI圖像上，由一套不同角度的正弦曲線顯示的層系界面，兩層系界面間上弧形的截切紋層，為明暗相間的條紋組成 （圖3-13）。

◎結核：鈣質斑塊、條塊在FMI圖像上呈不規則的亮塊及條帶，顯示高阻特徵。

◎生物鑽孔構造：在FMI圖像上顯示不規則的亮色線狀條紋或斑塊狀。

◎透鏡狀層理：以泥質沉積為主，砂質沉積被包圍在其中。在FMI圖像上透鏡狀層理表現為暗色條紋夾透鏡狀亮色斑塊。

◎遞變層理：遞變層理自下而上表現為由粗至細的正韻律。粗岩性 （如礫岩） 在FMI圖像上表現為亮色，細岩性 （如泥岩） 表現為暗色。總體呈現由亮色至暗色的顏色遞變。

5. 垂向序列測井分析

（1） 曲線形態

不同的沉積環境下，由於物源情況不同、水動力條件不同及水深不同，必然造成沉積物組合形式和層序特徵 （正旋迴、反旋迴、塊狀） 的不同，反映在測井曲線上就是不同的測井曲線形態。測井曲線的形態特徵常用的俗語有鍾形、漏斗形、箱形、尖峰形、齒形、指形、復合形等 （圖3-14）。

◎鍾形曲線：反映水流能量逐漸減弱以及物源供應的不斷減少的正粒序結構特徵，代表性微相是曲流河點砂壩。

◎漏斗形曲線：反映了反粒序結構。一種反映向上水流能量加強，分選逐步變好，其代表相是岸外砂壩：另一種反映了前積砂體的粒序結構，代表了河口部位的沉積特徵。

◎箱形曲線：反映砂體內部碎屑顆粒粒度變小，比較均勻，是物源豐富和水動力條件穩定條件下形成的產物。一種類型是正粒序特徵，但其內部碎屑顆粒粒度變化幅度較小，代表性的微相為分流河道砂；另一種類型是風成砂，上下碎屑顆粒均勻。

◎齒形曲線：為常見的形態。它又可進一步分為：(1)具有正粒序特徵的正向齒形，反映水下沖刷充填沉積特徵；(2)具有反粒序特徵的反向齒形，反映水道末梢前積式席狀砂沉積特徵；(3)對稱齒形具有對稱粒序，常代表急流作用下的席狀沉積；(4)指形曲線，代表強能量作用下的均勻粗粒沉積，典型微相為灘砂。

◎復合形態：常見的有漏斗形-箱形曲線 （自下而上命名） 和箱形-鍾形曲線。前者代表了物源供應豐富條件下的水下砂體堆積，表明了上部水流能量持續增強，為河口砂壩的典型曲線形態；後者代表的環境是早期有豐富物源，但後期由於河道遷移或廢棄導致能量衰退，具有河道的均質沉積到後期正向粒序的特徵，其代表微相為廢棄河道的砂壩沉積。

圖3-14 自然電位測井曲線要素圖

（2） 接觸關系

砂層頂底曲線變化的形態，反映了砂體沉積初期、末期水動力能量和物源供應的變化速度，有突變式、漸變式兩大類 （圖3-14）：(1)突變式反映了上、下砂層之間存在沉積中斷過程，如河道砂底部；(2)漸變式反映砂體的堆積連續過程，又細分為加速 （上凸形）、勻速及減速 （上凹形） 3類。

1） 頂部突變式代表了物源供應的突然中斷。如當河道砂壩出露水面時，就不再接受沉積。又如風成砂丘末期，突然終止堆積而被泥岩層覆蓋。

2） 底部突變式代表了前期沉積物遭受剝蝕和中止沉積過程，而後又開始接受沉積，如下部是泛濫平原上部為河道砂體。

由於水下河道常具有沖刷能力差，因此水下河道砂體的曲線表現為底部加速漸變式特徵。

1） 底部勻速漸變式代表了季節性河道在洪水時期的沉積，或天然堤、漫灘的沉積特點。底部減速漸變式說明了砂體在沉積初期物源供應不足，岸外砂壩具有這種曲線特點。

2） (1)頂部加速漸變式代表了水流能量在後期急劇減退或物源供應的迅速減少，如廢棄河道砂；(2)頂部勻速漸變式代表了勻速的能量減退過程，是河道側積作用形成的點砂壩頂部的曲線特徵；(3)頂部減速漸變式代表了能量和物源供應在後期緩速減退，水下河道砂的頂部具有這種曲線特點。

（3） 曲線光滑程度

屬於曲線形態的次一級變化。曲線光滑程度既反映了物源的豐富程度，也反映了水動力能量的強弱。可分為光滑、微齒、齒化3級。光滑曲線代表了在物源豐富和水動力作用強的條件下，被充分淘洗後的均質沉積，如灘砂。微齒代表了物源充分但改造不徹底的沉積 （如河道砂），也可以代表河流季節性流量變化引起碎屑顆粒粗細間互變化的特點。齒化則代表了間歇性沉積的疊加，如沖積扇辮狀河道沉積。

（4） 齒中線

齒中線系指曲線形態上次一級齒的中線。當齒的形態一致時，齒中線相互平行，它反映能量的周期變化。平行齒中線又可分水平平行、上傾平行及下傾平行3類。水平平行式代表灘砂、堤岸砂及席狀砂加積式的沉積特點。上傾平行式為一組反向齒形的組合，代表多期的水道末梢前積式沉積的組合特徵。下傾平行式是一組正向齒形的組合，代表正粒序的韻律沉積，如水下沖積扇根部具有遞變層理的多期岩層組合。

當齒的形態不一致時，齒中線將相交。相交類型的齒中線可分外收斂和內收斂兩類。外收斂指齒中線相交於曲線的外側 （左），如岸外砂壩，它反映了砂層前積特點，底部齒中線傾斜平緩或接近水平，向上傾斜逐漸加大。齒中線交於曲線內側 （右） 者稱為內收斂，底部齒中線下傾，中部齒中線水平，到上部齒中線上傾，反映水流能量向上變小，說明是由初期沖刷的滯留沉積、中期較均質的河道砂沉積及露出水面前充填式堆積的3個階段組成，例如河道砂壩就具有這種特點。

（5） 多層曲線的幅度組合形式

多層曲線的幅度組合形式，指多層幅度的包絡線形態。包絡線形態反映多層砂體在沉積過程中能量的變化及其變化速率。據包絡線的形態可分為加積式、後積式及前積式3類。後積式與前積式又可以細分為加速、勻速及減速式3個亞類，以反映同類環境下的多層砂體沉積速度的變化。

圖3-15為我國陸相地層主要沉積相自然電位曲線組合特徵。應當指出，相同的曲線特徵可以是不同沉積環境的反映。因而測井曲線的解釋不能孤立進行，必須結合岩心觀察和分析化驗資料來識別沉積相和沉積環境。

圖3-15 陸相沉積中各類沉積相自然電位曲線特徵

6. 古水流傾角測井分析

地質上研究古水流的方法很多，野外測量沉積構造前積紋層的傾角是最直觀、最准確的方法。傾角測井能夠反映沉積構造信息、准確計算層理傾向、傾角。因此，對於地下地質研究，利用傾角資料分析古水流是最重要的方法。有兩種方式確定古水流方向：一是利用傾角測井微細處理成果圖，統計目的段內所有紋層傾向，取其主要方向代表古水流（全方位頻率統計法）；二是統計目的層段內所有藍模式矢量的方向，取其主要方向代表古水流。

經常使用施密特圖來表示地層傾角測井資料統計分布特徵。施密特圖是一種極坐標圖，從極坐標的頂部開始，規定傾向方位角為上北、下南、右東、左西共分為360°。傾角的標度由同心圓組成，以中心為0°，每10°畫一個同心圓，最外面一個圓為90°。將給定井段內各點的傾角與傾向標在圖上，就會發現它們往往形成一個或幾個集中區。集中區的方位即為古流向。

圖3-16是塔中8井2850～3140m紋層傾向、傾角的施密特圖，紋層傾向絕大部分為NNW向，極少量為NNE向，反映為單向水流。

圖3-16 塔中8井紋層產狀的施密特圖

7. 微相-測井相解釋圖版

在岩心觀察與描述的基礎上，結合分析化驗及測井資料進行單井相分析，劃分相、亞相、微相，編制單井相分析綜合柱狀圖。在此基礎上，對各微相測井曲線特徵進行比較，找出它們之間的關系。要注意的是同一微相由於所處微相部位不同，其測井曲線形態也不一樣。最後建立微相-測井相圖版，作為平面和單井微相劃分的依據。

圖3-17是通過對扶余油田扶73塊扶余油層檢15和東13-7.2.1兩口取心井沉積微相分析，總結全區的14個沉積微相的測井相要素特徵。典型微相類型說明如下：

圖3-17 扶余油田扶73區塊扶余油層測井微相模式圖

◎分流河道微相：總體為極高幅度、高幅差光滑-微齒 （齒中線平緩） 箱形 （或鍾形），中厚層 （>4m）。底部突變，頂部漸變。

隨著沉積位置由分流河道主體向邊部移動，光滑-微齒的箱形 （或鍾形） 的電測曲線特徵逐步向多個次級正韻律構成正旋迴包絡線過渡，直至分流河道消失。

◎天然堤微相：中幅度、中幅差齒化箱形，中層 （2～4m）。頂底突變或漸變接觸。自然伽馬曲線為泥岩基線上的不規則鋸齒形。

◎溢岸薄層砂微相：中幅度、中幅差單指狀或指狀互層，極薄層 （<2m）。頂、底突變特徵。

◎決口扇微相：為中幅度扁鍾形，薄層 （<2m）。底部突變，頂部突變-漸變特徵。垂向位置高於廢棄河道。

◎廢棄河道微相：總體為高幅度、中幅差齒化或微齒化鍾型，中厚層。底部突變，頂部漸變。

◎分流間泥微相：為低幅，直線形或直線夾刺刀形特徵。

◎河口壩微相：自然伽馬呈漏斗形，曲線幅度小於分流河道沉積。頂部為突變，底部為漸變。下部曲線齒狀明顯，向上光滑。電阻率向上變大。

◎席狀砂微相：自然伽馬在泥岩基線上出現幅度不大的齒形漏斗狀或指狀曲線，可為多個疊加的復合型。電阻率曲線為刺刀狀，中幅度、中幅差單指或極扁漏斗或極扁鍾形，表現為極薄-薄層特徵。

③ 斷層啟閉性量化評價

斷層在油氣的運移過程中既可能起通道作用，也可能起封堵作用。斷層的啟閉性指斷層在垂向上和側向上開啟和封閉的能力，當斷層開啟時一般可以作為油氣側向和垂向運移的通道，而當斷層封閉時則可以作為油氣運移的遮擋面，使油氣在其附近聚集。斷層在油氣的運移過程中是起通道作用還是起封堵作用受多種地質因素的控制，如斷層的走向、埋深、斷距、傾角、錯斷地層剖面的岩性、力學性質、斷層兩側地層對接情況、斷層帶填充物的物質組成、構造應力的大小與方向、流體性質和溫壓系統等（魯兵，1996；趙密福，2001）。對於斷層啟閉性的定量表徵，目前仍處於探索階段。本次研究重點通過東營凹陷油氣藏與斷層要素的統計關系，分析主控要素，建立斷層連通性量化評價模型（Allan，1989；Gibson，1994；Hindle，1997；Yielding，1997）。

（一）斷層結構類型

斷裂在油氣運聚與成藏中的作用具有雙重性，其既可為油氣由深部向淺部運移提供快捷通道，又可為油氣聚集成藏提供封堵條件。斷裂帶什麼時候表現為封堵，什麼時候又表現為輸導，其輸導性和封堵性的差異性又受到哪些因素的控制，這些問題一直是石油地質研究領域的熱點和難點。

斷裂帶可理解為多條斷裂組合結構或單條斷裂內部結構，斷裂構造是地殼廣泛發育的基本構造類型，是岩層或岩體在應力作用下沿破裂面發生明顯位移的構造變形現象，它既可以呈一條或多條交錯的破裂面（或滑動面）的形式出現，也可呈寬度不一的斷裂帶形式存在。我國目前已知的多數含油氣盆地內的含油氣構造都伴生發育大量斷層，且多數以斷裂帶的形式出現（樊計昌等，2007）。

國內外學者通過大量野外觀察發現，斷層多以斷裂帶的形式出現，具有復雜的內部結構。國外學者常將其分為斷層核部（Fault core）或斷層岩帶（Fault rock）和外圍的破裂帶（Damage zone），破裂帶又可細分為內帶（Inner zone）和外帶（Outer zone）。國內學者多將其分為破碎帶和誘導裂縫帶（或高裂縫帶）。筆者在前人研究的基礎上，結合野外及岩心觀察，簡要地將斷裂帶劃分為滑動破碎帶和誘導裂縫帶等主要結構單元（圖3-48）。

圖3-48 斷裂帶內部結構模式

滑動破碎帶位於斷裂帶的中心部位，表現為復雜的、成組的、交叉排列的斷層滑動面和相應斷層體的組合，以發育斷層岩和伴生裂隙為主要特徵，它消耗了斷裂發育釋放的大部分能量，集中了斷裂帶的大部分變形。斷層岩及斷層泥由原岩的碎粉和碎礫組成，呈條帶狀或透鏡狀平行於斷層面展布，帶寬由幾毫米至數十米不等；斷層角礫的碎塊大小不一，排列雜亂無章，角礫碎塊多帶有稜角，但有時因擠壓、滾動而圓化（如扭應力作用下），並有粗略的定向排列（如壓性應力作用下），還可有裂縫和壓扁現象，但仍保持原岩的岩性特徵。Sibson（1977，1983）依據斷層岩的成因機制，將其分為不具有線理和面理結構的碎裂岩系列（「彈性—摩擦」產物）和具有線理和面理結構的糜棱岩系列（「准塑性」產物），又依據岩石的固結程度，將斷層岩分為淺部不具粘結力的斷層角礫、斷層泥和深部具有粘結力的碎裂岩、糜棱岩（林愛明，1996）。

誘導裂縫帶主要分布於斷裂兩側有限區域或斷層末端應力釋放區，以斷裂伴生的低級別及多次序裂隙發育為特徵，岩石保留了原來母岩的基本特徵，僅被縱橫交錯的裂縫切割。裂縫屬於斷裂派生的低級別破裂面，它的分布是由斷層活動引起的次級構造應力場與岩石力學性質所決定的，其發育特徵與局部受力方式和強度、各層段的岩石力學性質密切相關，其性質既有壓性的，也有扭性和張性的。

斷裂帶內部物質結構及裂縫發育程度等方面的不同，必然導致斷裂帶內部各結構單元的物性差異。國內外學者通過實驗對斷裂帶內部各結構單元的岩石樣品的封閉能力進行了大量測定（羅群等，2007），結果表明：滑動破碎帶由於斷層岩及斷層泥的發育，導致滲透率降低，具有比原岩更好的封閉性；而誘導裂縫帶由於裂隙的廣泛發育，滲透率要高於原岩，封閉能力差，且上盤裂縫帶的滲透率要遠遠好於下盤。

斷裂帶內部滑動破碎帶和誘導裂縫帶的物性差異在測井響應中有明顯的顯示。以濟陽坳陷鑽遇臨商斷裂的臨95井為例，滑動破碎帶聲波時差值偏小，且相對穩定，補償中子測井值偏小，密度測井值偏大；誘導裂縫帶聲波時差曲線產生周波跳躍現象或聲波時差值增大，密度測井值整體偏小，且曲線呈窄尖峰狀顯示，補償中子測井值偏大，電阻率測井曲線一般顯示為視電阻率低值。

因此，一個完整的斷裂帶通常是由位於斷裂中心的低滲透性滑動破碎帶和位於兩側的高滲透性的上、下盤誘導裂縫帶3個結構單元組成，而不是一個簡單的面。

受各種地質因素的控制，斷裂帶存在多種結構組合類型，不同的組成結構單元對流體具有不同的輸導和封堵能力，導致其在油氣運聚過程中所扮演「角色」的雙重性和變化性。在研究中，根據斷移地層力學性質、斷層活動強度並結合實際典型剖面對斷裂帶內部結構模式進行歸納總結（圖3-49）。

圖3-49 斷裂帶內部結構模式及其對油氣的影響

根據斷裂帶內部結構單元的發育特徵，可將斷裂帶劃分為三類八種結構模式。

1.一元型結構模式

一元型結構是指斷裂帶主要由一種結構單元組成，即由一個滑動破碎帶（面）或一個誘導裂縫帶組成。

誘導裂縫帶一元型：脆性地層中，斷裂發育初期，地層受應力作用，但活動性弱、斷距較小，斷層兩盤地層未經受充足的摩擦，難以形成滑動破碎帶，整個斷裂帶僅由大量的微裂隙組成。這種斷裂帶結構模式中大量錯綜復雜、相互交錯的微裂隙連通性較好，為油氣側向和垂向運移提供了通道（圖3-50）。

圖3-50 誘導裂縫帶一元型斷層結構模式

滑動破碎帶（面）一元型：塑性－半塑性地層中，斷裂形成時，斷層活動較弱，受岩性等因素影響僅使得兩盤地層拉開一定的空間，未形成誘導裂縫帶，而這些拉開的空間很快又被泥岩等塑性物質或上覆鬆散沉積物充填。或斷層發育在塑性地層中，當形成主破裂面之後，斷層順著這個面產生滑距，形成主滑動面。這兩種情況使得整個斷裂帶呈垂向和側向封閉（圖3-51）。

圖3-51 滑動破碎帶（面）一元型斷層結構模式

2.二元型結構模式

半脆性－脆性地層中，斷裂形成時，斷距較大，形成滑動破碎帶（面）和誘導裂縫帶。受兩盤岩性差異影響，斷裂一盤誘導裂縫發育（通常為主動盤），而另一盤不發育，整個斷裂帶為滑動破碎帶（面）和上盤誘導裂縫帶（正斷層）組成。由於滑動破碎帶（面）的差滲透性和誘導裂縫帶的高滲透性，整個斷裂帶對油氣呈上盤垂向輸導，側向封閉（圖3-52）。

3.三元型結構模式

斷裂發育成熟期，斷距大，斷裂帶結構發育完整，由滑動破碎帶和兩側的誘導裂縫帶組成。由於滑動破碎帶和誘導裂縫帶的孔、滲差異，以及滑動破碎帶是否閉合（或被泥質充填、礦物膠結），使得整個斷裂帶對油氣存在輸導、封堵的差異。在斷裂帶三元型結構發育且滑動破碎帶未閉合的情況下，滑動破碎帶拉開的優勢裂隙、斷裂空腔在整個斷裂帶中孔、滲性最好，是油氣運移的優勢通道（圖3-53a）。當滑動破碎帶被泥質充填或後期礦物膠結時，滑動破碎帶的優勢空間被封堵，滑動破碎帶對油氣起封堵作用，而誘導裂縫帶對油氣主要起垂向輸導作用（圖3-53b），當誘導裂縫被充填膠結，則整個斷裂帶對油氣起封堵作用（圖3-53c）。

圖3-52 二元型斷層結構模式

圖3-53 三元型斷層結構模式

（二）斷層啟閉性定量評價

1.斷層啟閉性影響因素分析

選取東營凹陷南坡王家崗地區做為典型解剖區塊。王家崗地區油氣平面分布受到構造和斷層雙重作用的控制（圖3-54），總體上沿著兩個鼻狀構造帶呈「V」字形分布。其中沙二與沙四層段的含油麵積較大，佔了總含油麵積的三分之二以上，主要分布在盆傾斷層較發育的中北部地區，而其他小面積的含油區塊分布在王家崗油田的南部和西部邊緣反向斷層發育的區域。在王家崗地區選取並製作過主斷層和含油氣區的13條油藏剖面，對油氣藏進行了細致的解剖，分別對斷層與地層組合、岩性配置、斷層幾何要素、斷層帶泥岩含量等多種因素對斷層啟閉性影響，進行了較為深入的探討。分析表明，單要素僅在某個方面對斷層的啟閉性有所影響，然而在現實情況下，斷層的啟閉性是受多種因素的控制，任何單一因素對於斷層啟閉性的影響都是有限的。

圖3-54 王家崗地區斷裂系統分布圖（T₆構造層）

根據以上對斷層封閉性的研究分析，工作中統計判別30條斷層不同部位連通油氣的情況，分析斷層12個地質參數（共6400個數據點）與其連通性的關系，從地質研究可操作性的角度，在眾多的參數中篩選合適的參數來標志地層的啟閉特徵，可將影響斷層啟閉性的主要因素歸納為以下幾個方面：泥岩地層流體壓力、斷面正應力及斷層帶泥岩塗抹因子。

1）泥岩地層流體壓力

在斷層活動與流體壓力的耦合過程中，總是存在著流體壓力積累－有效應力降低－岩石強度降低－破裂發生－流體運移－流體壓力降低這樣基本的動力學演變歷程。但由於斷層開啟的時間相對很短，其開啟時能夠釋放的壓力只是砂岩內的異常壓力，而在泥岩中的壓力基本保持不變。這樣在主要油氣成藏期距今時間不長的情況下，可以用現今泥岩內的壓力來預測斷層的開啟狀態。

2）斷面正應力

斷面的緊閉程度是影響斷層垂向開啟與否的關鍵因素之一，如果斷面緊閉，斷層垂向封閉性好，油氣難以沿斷面作垂向運移；否則，斷層開啟，斷層可作為油氣運移的通道（呂延防等，2003）。斷面的緊閉程度通常取決於斷面所受正壓力大小，較大的正壓力使得地層面兩側地層在斷層活動過程中趨於變形，減小了斷層面的孔隙，甚至導致斷層裂縫閉合（Harding,1989）。斷面正應力的大小主要取決於斷面傾角、埋深、走向、構造應力的大小和方向，以及地下岩石和流體的密度等因素。

3）斷層帶泥岩塗抹因子

斷層兩盤多以「帶」接觸，此時斷裂填充物中泥質含量大小是影響斷層在垂向和側向上輸導性的最主要因素，斷裂帶內的泥質含量越高，其孔滲性越差，排替壓力越高，發生油氣運移的可能性越小。Yielding等（1997）定義的斷層塗抹因子（SGR）——斷層位移段內泥岩厚度之和與斷距之比，更適用於厚的非均質的碎屑岩地層，是反映斷裂啟閉能力的較為理想評價參數之一。

2.斷層啟閉性定量評價

根據前人對斷層封閉性的研究分析，可將影響斷層啟閉性的主要因素歸納為以下幾個方面：泥岩地層流體壓力、斷面正應力及排替壓力。其中，排替壓力一般由壓汞實驗獲得。而在實際操作過程中，由於受斷層取心資料的限制，很難直接運用實驗法獲得斷層岩的排替壓力。但是，由於濟陽坳陷大多數斷層岩是由常規沉積的砂岩和泥岩地層構建而成的，因此可以通過間接分析常規沉積地層岩石的排替壓力與其主要控制因素之間關系，建立排替壓力和主控因素之間的定量評價關系，從另一個角度來預測斷層排替壓力。

濟陽坳陷東營凹陷牛庄王家崗地區選取不同埋深、不同泥質含量的常規沉積岩樣品進行壓汞實驗測試。將泥質含量劃分為四個級別：泥質含量＜25%的砂岩類，泥質含量25%～50%的泥質砂岩類，泥質含量在50%～75%的砂質泥岩類，泥質含量＞75%的泥岩類，利用壓汞測試法分別對不同級別的岩石進行排替壓力的測試。根據測試結果，分別繪制不同泥質含量排替壓力與埋深關系圖（圖3-55），可以看出，不同的泥質含量的岩石排替壓力和埋深都有很好的正相關性，岩石的埋深越大，其排替壓力也越大。根據圖版只要是知道了岩石某一點的埋深和泥質含量，就可以從該圖版上找到相應的排替壓力的預測公式，利用預測公式可以計算出相應的岩石排替壓力。某一點處斷層岩排替壓力的預測可以參照該圖版求得。

圖3-55 斷層岩排替壓力預測圖版

為了更科學地研究斷層的啟閉性，提出一個斷層連通概率的概念，實現建立一個能夠綜合上述三個重要參數的斷層啟閉系數；利用能夠表明斷層垂向上連通性的標志，在斷層面上逐點分析，統計出不同斷層啟閉系數值條件下的斷層連通概率（ZHANG Li-kuan，等，2010）。

1）斷層啟閉系數

斷層的啟閉性主要受三個因素的影響，即流體壓力、斷面正應力、斷層的排替壓力，據此可以引入一個參數「斷層啟閉系數(C)」來表徵斷層面的啟閉能力：

成熟探區油氣精細勘探理論與實踐

式中，C為斷層啟閉系數；P、δ、SGR分別為地層流體壓力、斷面正應力、斷層泥比率，三個參數做均一化處理後得到的參數值，均為無量綱，式3-2中斷層啟閉系數C與斷裂兩側泥岩層內的流體壓力成正比，與斷面所承受的正應力成反比，與斷層泥比率成反比。一般來說，C值越大，斷層開啟的可能性越高。運用式3-2可以通過地質與地震等方面的資料求得不同斷層的斷層面各點位置的啟閉系數。

2）斷層啟閉系數與斷層連通性的關系模型

斷層啟閉系數只能表明斷層上某一點在斷層活動期間開啟而形成流體連通條件的趨勢，相對於研究地區的地質情況，這種趨勢有多大，又是如何變化的，需要通過實際資料的統計分析，建立起斷層啟閉系數與實際流體連通性間的關系。此外，研究中只將各種因素的影響歸納為三個定量評價參數，因而求取的啟閉系數值並不能完整描述斷層的流體連通性。因此採用地質統計學的方法並選擇了油氣勘探程度相對較高的王家崗斷裂帶進行斷層啟閉性研究，採用鑽井中測試的油顯示作為判別斷層啟閉性的標志來建立兩者關系。

為使對斷層啟閉性的描述有意義，研究中選擇兩盤鑽井相對較多的斷層段研究斷層連通性，根據斷層上下盤含油氣情況來判斷斷層連通性（圖3-56）。

圖3-56 斷層啟閉性判識方法示意圖

3）連通概率模型建立

本次研究中，選取了王家崗地區過主要控烴斷層的十個典型油氣藏剖面進行了解剖，求取斷面各輸導元節點處的埋深、斷距、斷面傾角、斷層走向與最大主應力夾角等參數，然後綜合鑽井和地應力測試資料，計算泥岩塗抹因子、泥岩流體壓力和斷面正應力。最大壓應力大小依據前人的研究結果將王家崗地區的最大主壓應力方向定為NE70°（萬天豐，1993，2002）。依據式3-2求取各節點的啟閉系數值，並按照前述的判別方法定性判斷相應的啟閉特徵。

統計不同啟閉系數區間內連通樣本占總樣本數的百分比，即連通概率與啟閉系數的關系（圖3-57)。圖中所示的統計結果可利用連通概率數學模型表示為：

成熟探區油氣精細勘探理論與實踐

式中，f為斷層連通概率；C為啟閉系數。

由式3-3可知二者相關關系明顯：當C值在0.75～3.5之間時，二者關系可表達為一個二次多項式，而當C值大於3.5時，連通概率恆等於1，表明斷層都開啟。

圖3-57 斷層連通概率統計圖

④ 自然電位測井

自然電位測井是沿井身測量岩層或礦體在天然條件下產生的電場電位變化的一種測井方法。自然電位測井誕生於1931年，是世界上最早使用的測井方法之一，測量簡便且實用意義很大，所以至今依然廣泛應用。

在生產實踐中人們發現，將一個測量電極放入裸眼井中並在井內移動，在沒有人工供電的情況下，仍能測量到電場電位變化。這個電位是自然產生的，所以稱為自然電位。

1.1.1 井中自然電位的產生

研究表明，井中自然電位包括擴散電位、擴散吸附電位、過濾電位和氧化還原電位等幾種。鑽井泥漿濾液和地層水的礦化度(或濃度)一般是不相同的，兩種不同礦化度的溶液在井壁附近接觸產生電化學過程，結果產生擴散電位和擴散吸附電位;當泥漿柱與地層之間存在壓力差時，地層孔隙中產生過濾作用，從而產生過濾電位;金屬礦含量高的地層具有氧化還原電位。

在石油井中，自然電位主要由擴散電位和擴散吸附電位組成。

1.1.1.1 擴散電位

首先做一個電化學實驗，實驗裝置如圖1.1.1所示。用一個滲透性隔膜將一個玻璃缸分隔成左右兩部分，分別往玻璃缸兩邊注入濃度不同的NaCl溶液(濃度分別為C_w和C_m，且C_w>C_m)，然後在兩種溶液中各插入一個電極，用導線將這兩個電極和一個電壓表串聯起來，我們可以觀察到電壓表指針發生偏轉。

玻璃缸左右兩邊溶液的濃度不同，那麼高濃度溶液中的離子受滲透壓的作用要穿過滲透性隔膜遷移到低濃度溶液中去，這種現象稱為擴散現象。對於NaCl溶液來說，由於Cl^－的遷移率大於Na⁺的遷移率，因此低濃度溶液中的Cl^－相對增多，形成負電荷的富集，高濃度溶液中的Na⁺相對增多，形成正電荷的富集。於是，在兩種不同濃度的溶液間能夠測量到電位差。雖然離子繼續擴散，但是Cl^－受到高濃度溶液中的正電荷吸引和低濃度溶液中的負電荷排斥作用，其遷移率減慢;Na⁺則遷移率加快，因而使兩側的電荷富集速度減慢。當正、負離子的遷移率相同時，電動勢不再增加，但離子的擴散作用還在進行，這種狀態稱為動態平衡。此時接觸面處的電動勢稱為擴散電動勢或擴散電位。

圖1.1.1 擴散電位產生示意圖

在砂泥岩剖面井中，純砂岩井段泥漿濾液和地層水在井壁附近相接觸，如果二者的濃度不同，就會產生離子擴散作用。假設泥漿濾液和地層水只含NaCl，應用電化學知識，可由Nernst方程求出井壁上產生的擴散電位:

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式中:E_d為擴散電位，mV;l₊、l_－分別為正、負離子遷移率，S/(m·N);R為摩爾氣體常數，等於8.313J/(mol·K);T為熱力學溫度，K;F為法拉第常數，等於96500C/mol;C_w、C_mf分別為地層水和泥漿濾液的NaCl質量濃度，g/L。

在溶液濃度比較低的情況下，溶液的電阻率與其濃度成反比，因此，式(1.1.1)可改寫為:

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式中:R_w、R_mf分別為地層水和泥漿濾液的電阻率，Ω·m。令:

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稱K_d為擴散電位系數，mV。則式(1.1.2)可簡寫為:

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利用式(1.1.3)可以計算溶液的K_d值。當溫度為18℃時，NaCl溶液的K_d值為－11.6mV。

通常情況下，地層水的含鹽濃度大於泥漿濾液的含鹽濃度，即C_w>C_mf，因此擴散結果是地層水中富集正電荷，泥漿中富集負電荷。

1.1.1.2 擴散吸附電位

如果用泥岩隔膜替換上述實驗中的滲透性隔膜，而不改變其他條件，重新進行實驗，會出現什麼現象呢?通過觀察，發現電壓表指針朝相反方向偏轉，表明濃度大的一側富集了負電荷，而濃度小的一側富集了正電荷(圖1.1.2)。

圖1.1.2 擴散吸附電位產生示意圖

用泥岩隔膜將兩種不同濃度的NaCl溶液分開，兩種溶液在此接觸面處產生離子擴散，擴散總是從濃度大的一方向濃度小的一方進行。由於黏土礦物表面具有選擇吸附負離子的能力，因此當濃度不同的NaCl溶液擴散時，黏土礦物顆粒表面吸附Cl^－，使其擴散受到牽制，只有Na⁺可以在地層水中自由移動，從而導致電位差的產生。這樣就在泥岩隔膜處形成了擴散吸附電位。

在砂泥岩剖面井中，泥岩井段泥漿濾液和地層水在井壁附近相接觸，產生的擴散吸附電位可以表示為:

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式中:稱K_da為擴散吸附電位系數，它與岩層的泥質陽離子交換能力Q_v有關。在Q_v接近極限值的情況下，岩石孔隙中只有正離子參加擴散，可看作Cl^－的遷移率為零，因此由式(1.1.3)得到K_da:

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在溶液濃度比較低的情況下，式(1.1.5)可改寫為:

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1.1.1.3 過濾電位

溶液通過毛細管時，毛細管壁吸附負離子，使溶液中正離子相對增多。正離子在壓力差的作用下，隨同溶液向壓力低的一端移動，因此在毛細管兩端富集不同符號的離子，壓力低的一方帶正電、壓力高的一方帶負電，於是產生電位差，如圖1.1.3所示。

圖1.1.3 過濾電位形成示意圖

岩石顆粒與顆粒之間有很多孔隙，它們彼此連通，形成很細的孔道，相當於上述的毛細管。在鑽井過程中，為了防止井噴，通常使泥漿柱壓力略大於地層壓力。在壓力差的作用下，泥漿濾液向地層中滲入。由於岩石顆粒的選擇吸附性，孔道壁上吸附泥漿濾液中的負離子，僅正離子隨著泥漿濾液向地層中移動，這樣在井壁附近聚集大量負離子，在地層內部富集大量正離子，從而產生電位差，這就是過濾電位。根據Helmholz理論，可以得出估算過濾電位的表達式:

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一般認為，在泥餅形成之前，當泥漿柱與地層之間壓力差很大時，才能產生較大的過濾電位。由於油井泥漿柱與地層之間壓力差不是很大，而且在測井時已形成泥餅，泥餅幾乎是不滲透的，上述壓力差降落在泥餅上，因此Eφ常忽略不計。

1.1.1.4 氧化還原電位

由於岩體的不均勻性，當它與泥漿接觸而發生化學反應時，某一部分會因失去電子而呈正極性，另一部分則會因得到電子而顯負極性，因此，二者之間便產生電位差，稱為氧化還原電位。氧化還原電位僅產生於電子導電的固相礦體中，例如煤層和金屬礦。沉積岩中基本沒有氧化還原電位。

1.1.2 自然電位測井原理與曲線特徵

1.1.2.1 自然電位測井原理

自然電位測井使用一對測量電極，用M、N表示，見圖1.1.4。測井時，將測量電極N放在地面，電極M用電纜送至井下，沿井軸提升電極M測量自然電位隨井深的變化，所記錄的自然電位隨井深的變化曲線叫自然電位測井曲線，通常用SP表示。

自然電位測井極少單獨進行，而是與其他測井方法同時測量。例如，自然電位測井可以和電阻率測井同時測量。

1.1.2.2 井中自然電場分布與自然電位幅度的計算

以砂泥岩剖面井為例來說明井中自然電場分布特徵。通常情況下，鑽井過程中採用淡水泥漿鑽進，泥漿濾液的濃度往往低於地層水的濃度。此時，在砂岩層段井內富集有負電荷，而在泥岩層段井內富集正電荷。由擴散電位和擴散吸附電位形成的自然電場分布如圖1.1.5所示。

圖1.1.4 自然電位測井原理圖

圖1.1.5 井中自然電場分布示意圖

在砂岩和泥岩接觸面附近，自然電位與E_d和E_da都有關系，其幅度可由圖1.1.6(a)所示的等效電路求得。在此等效電路中，E_d和E_da是相互疊加的，這就是在相當厚的砂岩和泥岩接觸面處的自然電位幅度基本上是產生自然電場的總電位E_總的原因，其值為:

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式中:K為自然電位系數，mV。通常把E_總稱為靜自然電位(SSP)，運算時寫為U_SSP。此時E_d的幅度稱為砂岩線，E_da的幅度稱為泥岩線。

為了使用方便，實際自然電位測井曲線不設絕對零線，而是以大段泥岩對應的自然電位曲線作為其相對基線(即零線)。這樣，巨厚的純砂岩部分的自然電位幅度就是靜自然電位值U_SSP。而實際上，在井中所尋找的砂岩儲集層大部分是夾在泥岩層中的有限厚的砂岩，如圖1.1.6(b)所示。此時，砂岩層處的自然電位異常幅度不等於SSP，用ΔU_SP表示。假設自然電流I所流經的泥漿、砂岩、泥岩各段等效電阻分別是r_m、r_sd、r_sh，由Kirchhoff定律得:

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所以，自然電流為:

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圖1.1.6 計算U_SSP、ΔU_SP值的等效電路圖

電阻r_m上的電位降，即ΔU_SP=Ir_m，從而得到:

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整理得:

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對於巨厚層，砂岩和泥岩層的截面積比井的截面積大得多，所以r_mr_sd，r_mr_sh，因此ΔU_SP≈U_SSP。而對於一般有限厚地層則ΔU_SP<U_SSP。

1.1.2.3 自然電位測井曲線特徵

針對目的層為純砂岩、上下圍岩為泥岩的地層模型，計算得到一組自然電位理論曲線，如圖1.1.7所示，它是一組曲線號碼為 (地層厚度/井徑)的ΔU_SP/U_SSP隨深度變化的關系曲線。

理論曲線具有以下特點:曲線相對於地層中點對稱;厚地層(h>4d，d為井徑)的自然電位曲線幅度值近似等於靜自然電位，且曲線的半幅點深度正對著地層界面深度，參見曲線號碼 的曲線，與橫坐標ΔU_SP/|U_SSP|=0.5的直線相交的兩點(即半幅點)正好和對應地層的界面深度一致;隨著地層厚度的變薄，對應界面的自然電位幅度值離開半幅點向曲線的峰值移動;地層中點取得曲線幅度的最大值，隨著地層變薄極大值隨之減小(ΔU_SP/|U_SSP|值接近零)，且曲線變得平緩。

實測曲線與理論曲線的特點基本相同，但由於測井時受井內環境及多方面因素的影響，實測曲線不如理論曲線規則。在早期的測井曲線圖上，自然電位測井曲線沒有絕對零點，而是以大段泥岩處的自然電位測井曲線作基線;曲線上方標有帶極性符號(+，－)的橫向比例尺，它與曲線的相對位置不影響自然電位幅度ΔU_SP的讀數。自然電位幅度ΔU_SP的讀數是基線到曲線異常極大值之間的寬度用橫向比例尺換算出的毫伏數。現在採用計算機繪制測井曲線圖，與其他常規測井曲線一樣，自然電位測井曲線也具有左右刻度值，見圖1.1.8。

圖1.1.7 自然電位測井理論曲線

圖1.1.8 自然電位測井曲線實例

在砂泥岩剖面井中，鑽井一般用淡水泥漿(C_w>C_mf)，在砂岩滲透層井段自然電位測井曲線出現明顯的負異常;在鹽水泥漿井中(C_w<C_mf)，滲透層井段則會出現正異常。因此，自然電位測井曲線是識別滲透層的重要測井資料之一。

1.1.3 影響自然電位的因素

在砂泥岩剖面井中，自然電位曲線的幅度及特點主要決定於造成自然電場的總自然電位和自然電流的分布。總自然電位的大小取決於岩性、地層溫度、地層水和泥漿中所含離子成分和泥漿濾液電阻率與地層水電阻率之比。自然電流的分布則決定於流經路徑中介質的電阻率及地層的厚度和井徑的大小。這些因素對自然電位幅度及曲線形狀均有影響。

1.1.3.1地層水和泥漿濾液中含鹽濃度比值的影響

地層水和泥漿濾液中含鹽量的差異是造成自然電場中擴散電位E_d和擴散吸附電位E_da的基本原因。E_d和E_da的大小決定於地層水和泥漿濾液中含鹽濃度比值 。以泥岩作基線，當C_w>C_mf時，砂岩層段則出現自然電位負異常;當C_w<C_mf時，則砂岩層段出現自然電位的正異常;當C_w=C_mf時，沒有自然電位異常出現。C_w與C_mf的差別愈大，曲線異常愈大。

1.1.3.2岩性的影響

在砂泥岩剖面井中，以大段泥岩處的自然電位測井曲線作基線，在自然電位曲線上出現異常變化的多為砂質岩層。當目的層為較厚的純砂岩時，它與圍岩之間的總自然電位達到最大值，即靜自然電位，此時在自然電位曲線上出現最大的負異常幅度。當目的層含有泥質(其他條件不變)時，總自然電位降低，因而曲線異常的幅度也隨之減小。此外，部分泥岩的陽離子交換能力減弱時，會產生基線偏移，滲透層的自然電位異常幅度也會相對降低。

1.1.3.3溫度的影響

同樣岩性的岩層，由於埋藏深度不同，其溫度是不同的，而K_d、K_da都與熱力學溫度成正比例，這就導致埋藏深度不同的同樣岩性岩層的自然電位測井曲線上異常幅度有差異。為了研究溫度對自然電位的影響程度，需計算出地層溫度為t(℃)時的K_d或K_da值。為計算方便，先計算出18℃時的K_da值，然後用下式可計算出任何地層溫度t(℃)時的K_da值:

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1.1.3.4 地層水和泥漿濾液中所含鹽的性質的影響

泥漿濾液和地層水中所含鹽類不同，則溶液中所含離子不同，不同離子的離子價和遷移率均有差異，直接影響K_d或K_da值。

在純砂岩井段中，地層水中所含鹽類改變時，K_d也隨之改變，見表1.1.1。因此，不同溶質的溶液，即使在其他條件都相同的情況下，所產生的E_d值也有差異。

表1.1.1 18℃時幾種鹽溶液的K_d值

1.1.3.5 地層電阻率的影響

當地層較厚並且各部分介質的電阻率相差不大時，式(1.1.12)中的r_sd、r_sh與r_m相比小得多，此時對於純砂岩來說ΔU_SP≈U_SSP。當地層電阻率增高時，r_sd、r_sh與r_m比較，則不能忽略，因此ΔU_SP<U_SSP。地層電阻率越高，ΔU_SP越低。根據這個特點可以定性分辨油、水層。

1.1.3.6 地層厚度的影響

從圖1.1.7所示的自然電位理論曲線上可以看出，自然電位幅度ΔU_SP隨地層厚度的變薄而降低，而且曲線變得平緩。由於地層厚度變薄後，自然電流經過地層的截面變小，式(1.1.12)中的r_sd增加，使得ΔU_SP與SSP差別加大。

1.1.3.7井徑擴大和泥漿侵入的影響

井徑擴大使井的截面加大，式(1.1.12)中r_m相應減小，因此ΔU_SP降低。

在有泥漿侵入的滲透層井段所測的自然電位幅度ΔU_SP比同樣的滲透層沒有泥漿侵入時所測得的ΔU_SP要低。這是由於泥漿侵入使地層水和泥漿濾液的接觸面向地層內部推移的緣故，相當於產生自然電場的場源與測量電極M之間的距離加大，而測量的自然電位下降。侵入越深，測得的ΔU_SP越低。

1.1.4 自然電位測井的應用

自然電位測井是一種最常用的測井方法，有著廣泛的用途。

1.1.4.1 劃分滲透性岩層

一般將大段泥岩層的自然電位測井曲線作為泥岩基線，偏離泥岩基線的井段都可以認為是滲透性岩層。滲透性很差的地層，常稱為緻密層，其自然電位測井曲線接近泥岩基線或者曲線的幅度異常很小。

識別出滲透層後，可用自然電位測井曲線的半幅點來確定滲透層界面，進而計算出滲透層厚度。半幅點是指泥岩基線算起1/2幅度所在位置。對於岩性均勻、界面清楚、厚度滿足 的滲透層，利用半幅點劃分岩層界面是可信的。如果儲集層厚度較小，自然電位測井曲線異常較小，利用半幅點求出的厚度將大於實際厚度，一般要與其他縱向解析度較高的測井曲線一起來劃分地層。

1.1.4.2 地層對比和研究沉積相

自然電位測井曲線常常作為單層劃相、井間對比、繪制沉積體等值圖的手段之一，這是因為它具有以下特點，見圖1.1.9。

1)單層曲線形態能反映粒度分布和沉積能量變化的速率。如柱形表示粒度穩定，砂岩與泥岩突變接觸;鍾形表示粒度由粗到細，是水進的結果，頂部漸變接觸，底部突變接觸，漏斗形表示粒度由細到粗，是水退的結果，底部漸變接觸，頂部突變接觸;曲線光滑或齒化程度是沉積能量穩定或變化頻繁程度的表示。這些都同一定沉積環境形成的沉積物相聯系，可作為單層劃相的標志之一。

2)多層曲線形態反映一個沉積單位的縱向沉積序列，可作為劃分沉積亞相的標志之一。

3)自然電位測井曲線形態較簡單，又很有地質特徵，因而便於井間對比，研究砂體空間形態，後者是研究沉積相的重要依據之一。

4)自然電位測井曲線分層簡單，便於計算砂泥岩厚度、一個沉積體的總厚度、沉積體內砂岩總厚度、沉積體的砂泥比等參數，按一個沉積體繪出等值圖，也是研究沉積環境和沉積相的重要資料。如沉積體最厚的地方指出盆地中心，泥岩最厚的地方指出沉積中心，砂岩最厚和砂泥比最高的地方指出物源方向，沉積體的平面分布則指出沉積環境。

圖1.1.9 自然電位測井曲線形態特徵

1.1.4.3 確定地層水電阻率

在評價油氣儲集層時，需要用到地層電阻率資料。利用自然電位測井曲線確定地層水電阻率是常用的方法之一。

選擇厚度較大的飽含水的純砂岩層，讀出自然電位幅度ΔU_SP，校正成靜自然電位U_SSP，並根據泥漿資料確定泥漿濾液電阻率R_mf。對於低濃度的地層水和泥漿濾液來說，利用式(1.1.8)可以求出地層水電阻率R_w。在濃度較高的情況下，溶液的濃度與電阻率不是簡單的線性反比例關系，此時可以引入「等效電阻率」的概念，即不論溶液濃度如何變化，溶液的等效電阻率與濃度之間保持線性反比例關系。式(1.1.8)可以改寫為:

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式中:R_mfe為泥漿濾液等效電阻率，Ω·m;R_we為地層水等效電阻率，Ω·m。

利用上式可以求出地層水等效電阻率，再根據溶液電阻率與等效電阻率的關系圖版可以求出地層水電阻率。

1.1.4.4 估算泥質含量

自然電位測井曲線常被用來估算砂泥岩地層中的泥質含量，估算方法有以下幾種。

方法一。利用經驗公式估算，當砂泥岩地層中所含泥質呈層狀分布形成砂泥質交互層，且泥質層與砂質層的電阻率相等或差別不大時，地層的泥質含量可用下式求得:

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式中:U_PSP為含泥質砂岩的自然電位測井曲線幅度，mV。

方法二。利用岩心分析資料和數理統計方法，找出自然電位與泥質含量之間的關系，建立泥質含量計算模型，然後利用這種模型來求取泥質含量。該方法適合於具有較多岩心分析資料的地區。

1.1.4.5 判斷水淹層

在油田開發過程中，常採用注水的方法來提高油氣採收率。如果一口井的某個油層見到了注入水，則該層就叫水淹層。油層水淹後，自然電位測井曲線往往發生基線偏移，出現台階，見圖1.1.10。因此，常常根據基線偏移來判斷水淹層，並根據偏移量的大小來估算水淹程度。

圖1.1.10 水淹層自然電位測井曲線示意圖

⑤ 計算泥質含量

目前泥質含量的計算還是採用從反映泥岩含量多少的測井曲線的手段獲取。基本原理是認為泥岩的測井讀數（GM AX）代表泥質含量為100%的測量結果，而純砂岩岩石的測井讀數（GMIN）代表泥岩含量為o時的測量結果，把兩者差值作為泥質含量為100%時引起測井讀數的變化，而每一資料點的測井值SHLG與CMIN的差值代表由這一資料點的泥質含量引起的測井讀數變化^[44]。這一相對值即：

圖4-6 泥質含量累計頻率直方圖

⑥ 泥質含量計算公式中砂層的自然伽馬值怎麼計算

確定Vsh 的方法： （1）自然伽瑪法
Vsh『=(GR-GRmin)/(GRmax-GRmin)
Vsh=(2^(GcuR*Vsh')-1)/((2^GcuR)-1)
式中，GRmin、GRmax分別是砂岩和泥岩層的自然伽馬值，GCUR是與地層有關的經驗系數，新地層（第三系地層）GCUR=3.7，老地層GCUR=2.0

⑦ 污泥含水率的標准測量方法

污泥含水率GB 24188-2009 城鎮污水處理廠污泥泥質裡面有標准，不超過80%，檢測用深圳冠亞水分儀科技生產的SFY-50污泥含水率測定儀進行檢測，不需要進行安裝和調試，檢測一個樣品幾分鍾即可完成，沒有消耗品，樣品盤可以重復食用，同時可以檢測污泥的固形物，能在不同的場合用於污泥含水率的檢測，比如倉庫、實驗室或者污泥脫水現場等

⑧ 怎樣檢測機制砂石粉里的含泥量

先將型砂烘乾（用紅外線烘乾儀），然後稱量50克，倒入清洗杯中，加入適量的水反復沖洗虹吸。到水變清為止，然後把剩餘物倒入烘乾盤內烘乾，再稱量烘乾後的重量。含泥量=50-剩餘物烘乾後的重量。
含泥量：指天然砂中粒徑小於75微米的顆粒含量。

淺析砂含泥量對混凝土性能的影響砂是現代建築施工中不可缺少的材料之一，亦是混凝土中重要的材料組成，隨著日益加大的基礎設施建設的投資，砂的用量日益增多。在建築施工中砂漿混凝土的性能受到砂含泥量等質量指標的影響，在國家行業標准中均限制其含泥量泥塊含量指標，但目前關於砂的含泥量在混凝土中的影響，尚無系。

隨著機制砂需求量的增大，對機制砂標准也提出更高要求，機器機械研究所，著重考慮到機制砂的質量自動控制方面，加強對制砂機控制系統的研究工作。據機器研究所相關人士透漏，制砂機的自動控制系統，水泥生產工藝河南振動篩等制砂設備，主要由自動檢測控制和反饋控制三部分組成。自動檢測系統主要由取樣機。

制砂機的技術運用與人工砂石的使用從上個世紀年代已經開始了，在經過了幾十年技術的革新和實驗，直到制砂設備還在不斷的完善發展。目前，我國的制砂生產線設備技術已經大到了國際先進水平，並堅持不斷的創新。鄭州藍海設備有限公司在建廠今余年始終堅持銳意進取的精神，不斷加大科研投入，並研製出了優質的制砂。

砂石業同其它建材行業一樣發展很快。現階段，由於工程用砂量日益增多，導致天然采砂作業供應的砂石骨料很難滿足市場的需求。而作為砂石生產線中的重要組成部分的制砂機，由於其在整個機制砂生產中的重要地位，所以其構件的穩固與耐用顯得舉足輕重。業界認為，制砂機對物料噴射起決定性作用的葉輪裝置是其重要構件，其工作。

此外,各種篩分設備例如固定條篩輥軸篩振動篩等及螺旋分級機等也可用來進行洗礦。砂石洗選作業原理砂石洗選作業是用水力或機械力擦洗被粘土膠結或含泥較多的礦石,使礦石碎散,洗下礦石表面細泥並分離的過程。砂礦及氧化和風化程度較深礦石,在碎礦或選礦前,洗礦是必要的准備作業。砂石洗選可避免含泥礦物原料中的泥質物。

大於等於C的混凝土，砂的含泥量要求小於，;大體積混凝土小幾何尺寸超過米，典型為基礎底板，不論強度等級，砂的含泥量要求小於;現在天然砂比較容易超標，查處易，易反復發生，可常查常有案源，執法可持續性非常好!使用《工業產品質量責任條例》進行調整十四條生產經銷企業違反本條例規定，有下列。

制砂設備制砂機的砂石骨料即建築用砂石作為混凝土的主要成分約占混凝土比例的之多，在我國砂石作為混凝土骨架材料開采和消耗自然資源的的產品，產用量居世界。因此，砂石骨料問題仍是當前的主要問題。砂石骨料實際上是俗稱的建築用砂石，它主要用於工程基礎制砂設備混凝土砂漿和相應製品。而這些砂石骨料。

無篩條設置，破碎水分含量高含泥量大的物料時不易堵塞;採用彈性調節機構，進入不可破碎物可自動排出，不會造成設備損壞;軸承水平布置，壽磁選機命長，可以破碎溫度高的石灰石破碎機物料如水泥熟料;本機轉子體結構獨特，破碎物料時，轉子體幾乎不磨損;後腔體設置有絲桿或液壓開啟機構，不用起主設備，。

在這種情況下，如果有一種新產品代替河沙來滿足當前市場的需求，將從根本上解決上述問題。有專家介紹，機制砂將成為，未來也將成為主流的用沙來源。保護生態環境勢在必行隨著近幾年城鎮化建設的進程加速，各種建設工程量的不斷增加，傳統資源河砂經過多年的開采，資源日漸枯竭，河道千瘡百孔。為保護當地的生態環境免。

干法制砂，節能環保，含粉量採用變頻器控制，可方便保證常態含粉量在，具備針片狀含量控制技術級配調整控制技術石粉含量控制技術機制砂含水率控制技術的獨特技術，其中，級配調整控制技術為目前世界上進的技術，低能耗超耐磨。頂好文超贊槍文忽悠激動搞笑版權聲明為了保護知識產權，保障著作人權。

因此，在國標中，機制砂的石粉含量根據配製混凝土的強度等級比天然砂含泥量相對放寬。為防止機制砂在開采加工過程中因各種因素摻入過量的泥土，而這又是目測驗和傳統含泥量試驗所不能區分的，標准特別規定了測機制砂石粉含量必須進行亞甲藍值的檢驗，亞甲藍值的檢驗是專門用於檢測小於μ的物質主要是石粉還是。

在混凝土材料設計中，水泥選用標號的普通硅酸鹽水泥，河砂的細度模數為，河砂含泥量，其表觀密度為，機制砂的細度模數為，其中石粉含量，其表觀密度為，由於在機制砂中石粉含量相對較高，同時由於機制砂形狀不規則，為了避免對混凝土流動性造成影響，在混凝土配置過程中添加高性能減水劑。

隨著需求的不斷增長制砂機價格也隨著不斷上漲。制砂機生產廠家也如雨後春筍般冒了出來。豫弘重工為您分析哪些礦石性質影響制砂機制砂生產效率一制砂給料的含泥量及粒度組成。制砂給料中含泥量或細粒級愈多，礦漿黏度愈大，則礦粒在礦漿中的沉降速度愈小，溢流產物的粒度愈粗;在這種情況下，為保證獲得合乎要求的溢流。

人工機制砂設備和工藝技術是控制人工砂質量和生產成本的關鍵因素。以棒磨式制砂機為制砂設備的工藝方法，一直在我國水利工程人工機制砂領域佔主導地位。棒磨式制砂機，一次性投資大，設備運行成本高，且制砂過程產生大量污水需要處理，容易對環境產生污染。隨著制砂設備和工藝技術的發展，以"石打石"制砂機為代表的新一代制。

我了解的砂漿試用河砂配製的，現在用機制砂不知道效果怎麼樣。對此方面了解的仁兄請告知一二。我了解的砂漿試用河砂配製的，現在用機制砂不知道效果怎麼樣。對此方面了解的仁兄請告知一二。機制砂由於顆粒分布均勻，含泥量少，所以用在粘結劑中，反而數據會很不錯，有的數據比用河砂還要好缺點也明顯，是顆粒沒有河砂圓。

對於岩石強度與吸水率的大小變化與岩石埋藏深度關系不太明顯沒有明顯的強弱風化層之分,出露岩性和深埋岩性接近,採石場的質量控制主要是對溶洞和夾泥層地帶含泥量的控制。例如石灰岩地區主要化學成份是CO風化物容易流失,因此石灰岩地區多見溶洞溶溝岩石出露,形成"喀斯特"現象。如光照水電站基地料場採石場,工程區岩。

顆粒級配應良好。級配砂石材料，不得含有草根樹葉塑料袋等有機雜物及垃圾。用做排水固結地基時，含泥量不宜超過。碎石或卵石粒徑不得大於墊層或虛鋪厚度的，並不宜大於。主要機具一般應備有木夯蛙式或柴油打夯機推土機壓路機~手推車平頭鐵鍬噴水用膠管靠尺小線或細鉛。

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⑨ 自然伽馬測井

自然伽馬測井是在井中測量岩層中自然存在的放射性核素在衰變過程中放射出來的伽馬射線的強度，來研究地質問題的一種測井方法。這種測井方法用於探測和評價放射性礦藏，如鉀礦和鈾礦，在油氣勘探與開發中也廣為應用，用以劃分岩性，估算岩層泥質含量、地層對比等。

3.1.1 自然伽馬測井的核物理基礎

3.1.1.1 核衰變及其放射性

(1)放射性核素

原子是由原子核及核外電子層組成的一種很微小的粒子。原子核更小，由中子和質子組成。原子核中具有一定數量的質子和中子，在同一能態上的同類原子稱為核素，同一核素的原子核中質子數和中子數都相等。原子核中質子數相同而中子數不同的核素稱為同位素，它們具有相同的化學性質，在元素周期表中佔有同一位置。例如，¹₁H、²₁H、³₁H是氫的三種同位素。

核素分為穩定的和不穩定的兩類。穩定核素的結構和能量不會發生變化;不穩定核素將會自發地改變其結構，衰變成其他核素並放射出射線，因此，這種核素也稱為放射性核素。不穩定的同位素稱為放射性同位素。

(2)核衰變

放射性核素的原子核自發地釋放出一種帶電粒子(α或β)，蛻變成另外某種原子核，同時放射出γ射線的過程叫核衰變。原子核能自發地釋放α、β、γ射線的性質叫放射性。

放射性核衰變遵循一定的規律，即放射性核數隨時間按指數遞減的規律進行變化，而且這種變化與任何外界作用無關，如溫度、壓力和電場、磁場等都不能影響放射性衰變的速度，這一速度唯一地取決於放射性核素本身的性質。

若以N和N₀分別表示任一放射性核素在時間t=0和t時的個數，則放射性核素的衰變規律為:

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式中:λ為衰變常數，其值決定於該放射性核素本身的性質;不同的核素，λ值可以相差很大，顯然λ越大衰變越快。

這個規律說明，隨著時間的增長，放射性核素的原子個數減少。

除了用衰變常數λ以外，還用半衰期T來說明衰變的速度。半衰期就是從t=0時的N₀個原子核開始，到N₀/2個原子核發生了衰變所經歷的時間，稱半衰期，用T表示。於是當t=T時，N=N₀/2，則由式(3.1.1)可得:

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經運算後得到:

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T和λ一樣，不受任何外界作用的影響，而且是與時間無關的常量。不同放射性核素的T值不同。各種放射性核素的半衰期相差很大，有的長達幾十億年，有的則短到若干分之一秒。表3.1.1列出幾種放射性核素的半衰期。

表3.1.1 常見放射性核素的半衰期

(3)放射性射線的性質

放射性物質能放出α、β、γ等三種放射性射線，它們具有不同的性質。

1)α射線。α射線是氦原子核流。氦的原子核是⁴₂He，帶有兩個單位正電荷。因為質量大，它容易引起物質的電離或激發，被物質吸收。雖然α射線的電離本領最強，但是它在物質中的穿透距離很小，在空氣中為2.5m左右，在岩石中的穿透距離僅為10^－3m。所以，在井內探測不到α射線。

2)β射線。β射線是高速運動的電子流，它在物質中的射程也較短，如能量為1MeV的β射線在鉛中的射程僅為1.48cm。

3)γ射線。γ射線是頻率很高的電磁波(波長為3×10^－11～10^－9cm)或光子流，不帶電荷，能量很高，一般多在幾十萬電子伏以上，並且有很強的穿透能力，能穿透幾十厘米的地層、套管及儀器外殼。γ射線在核測井中能被探測到，因而它得到利用。

(4)放射性單位

一定量的放射性核素，在單位時間里發生衰變的核數叫放射性活度。以往的文獻曾將活度叫做強度，在核測井及其他工程中直到現在仍沿用強度這一術語。

活度單位曾用居里(Ci)，其定義為:

1Ci=3.7×10¹⁰/s

還有更小的活度單位，即mCi和μCi。

1975年國際計量大會對放射性活度的單位做了新的規定，按規定國際單位制的活度單位名稱為「貝可(勒爾)」，符號為Bq:

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放射性比活度(質量活度)是指放射性核素的放射性活度與其質量之比，其單位是Bq/g［曾用Ci/g］。純鐳的放射性比活度是3.7×10¹⁰Bq/q(1Ci/g)。

3.1.1.2 岩石的自然放射性

岩石的自然放射性決定於岩石所含的放射性核素的種類和數量。岩石中的自然放射性核素主要是鈾(²³⁸₉₂U)、釷(²³²₉₀Th)、錒(²²⁷₈₀Ac)及其衰變物和鉀的放射性同位素⁴⁰₁₉K等，這些核素的原子核在衰變過程中能放出大量的α、β、γ射線。例如，1g鈾或釷每秒能放出平均能量為0.51MeV的γ光子12000或26000個。

不同岩石放射性元素的種類和含量是不同的，它與岩性及其形成過程中的物理化學條件有關。

一般說來，火成岩在三大岩類中放射性最強，其次是變質岩，最弱是沉積岩。沉積岩按其含放射性元素的強弱可分成以下三類:

1)伽馬放射性高的岩石。深海相的泥質沉積物，如海綠石砂岩、高放射性獨居石、鉀釩礦砂岩、含鈾釩礦的石灰岩以及鉀鹽等。

2)伽馬放射性中等的岩石。它包括淺海相和陸相沉積的泥質岩石，如泥質砂岩、泥灰岩和泥質石灰岩。

3)伽馬放射性低的岩石。砂層、砂岩和石灰岩、煤和瀝青等。煤和瀝青的放射性含量變化較大。

由於不同地層具有不同的自然放射性強度，因而有可能根據自然伽馬測井法研究地層的性質。

3.1.2 自然伽馬測井原理

3.1.2.1 測量原理

自然伽馬測井測量原理示意圖如圖3.1.1所示。測量裝置由井下儀器和地面儀器組成，下井儀有探測器(閃爍計數管)、放大器、高壓電源等幾部分。自然伽馬射線由岩層穿過泥漿、儀器外殼進入探測器，探測器將γ射線轉化為電脈沖信號，經過放大器把脈沖放大後，由電纜送到地面儀器，地面儀器把每分鍾形成的電脈沖數(計數率)轉變為與其成比例的電位差進行記錄。

井下儀器在井內自下而上移動測量，就連續記錄出井剖面岩層的自然伽馬強度曲線，稱為自然伽馬測井曲線(用GR表示)，以計數率(1/min)或標准化單位(如μR/h或API)刻度。

為了更好地理解自然伽馬測井的測量原理，下面簡單介紹射線探測器。

圖3.1.1 自然伽馬測井測量原理示意圖

3.1.2.2 射線探測器

(1)放電計數管

如圖3.1.2所示，放電計數管是利用放射性輻射使氣體電離的特性來探測伽馬射線的。在密閉的玻璃管內充滿惰性氣體，裝有二個電極，中間一條細鎢絲是陽極，玻璃管內壁塗上一層金屬物質作為陰極，在陰陽極之間加高的電壓(×××～1500V)。

圖3.1.2 放電計數管工作原理圖

當岩層中的γ射線進入管內時，它從管內壁的金屬物質中打出電子來。這些具有一定動能的電子在管內運動引起管內氣體電離。產生電子和正離子，在高壓電場作用下，電子被吸向陽極，引起陽極放電。因而通過計數管就有脈沖電流產生，使陽極電壓降低形成一個負脈沖，被測量線路記錄下來。再有γ射線進入計數管就又有新的脈沖被記錄下來。

此種計數管對γ射線的記錄效率很低(1%～2%)。

(2)閃爍計數管

閃爍計數管由光電倍增管和碘化鈉晶體組成，如圖3.1.3所示。它是利用被γ射線激發的物質的發光現象來探測射線的。當γ射線進入NaI晶體時，就從它的原子中打出電子來，這些電子具有較高的能量，以至於這些高能電子在晶體內運動時足以把與它們相碰撞的原子激發。被電子激發的原子回到穩定的基態時，就放出閃爍光。光子經光導物質，傳導到光陰極上與光陰極發生光電效應產生光電子。這些光電子在到達陽極的途中，要經過聚焦電極和若干個聯極(又稱打拿極)。聚焦電極把從光陰極放出來的光電子聚焦在聯極D₁上。從D₁至D₈聯極電壓逐級增高，因而光電子逐級加速，這樣，電子數量將逐級倍增。大量電子最後到達陽極，使陽極電壓瞬時下降，產生電壓負脈沖，輸入測量線路予以記錄。

圖3.1.3 閃爍計數管工作原理圖

一般光電倍增管聯極的極數為9～11個，放大倍數為10⁵～10⁶左右，由光電倍增管和NaI晶體構成的計數管具有計數效率高、分辨時間短的優點，在核測井中已被廣泛應用。

3.1.3 自然伽馬測井曲線的特點及影響因素

岩石的放射性核素放射出來的伽馬射線γ在穿過岩石時會逐漸被岩石吸收，因此由距離探測器較遠的岩石放射出來的伽馬射線，在到達探測器之前已被岩石所吸收，所以自然伽馬測井曲線記錄下來的主要是儀器附近、以探測器中點為球心半徑為30～45cm范圍內岩石放射出來的伽馬射線。這個范圍就是自然伽馬測井的探測范圍。用這個「探測范圍」的概念，能夠容易理解自然伽馬測井曲線的形狀及其特點。

3.1.3.1 自然伽馬曲線形狀的特點

根據理論計算的自然伽馬曲線如圖3.1.4所示，具有下列特點:

圖3.1.4 自然伽馬測井理論曲線

1)當上下圍岩的放射性含量相同時，曲線形狀對稱於地層中點。

2)高放射性地層，對著地層中心曲線有一極大值，並且它隨地層厚度(h)的增加而增大，當h≥3d₀時(d₀為井徑值)，極大值為常數，且與地層厚度無關，只與岩石的自然放射性強度成正比。

3)當h≥3d₀時，由曲線的半幅點確定的地層厚度為真厚度。當h<3d₀時，因受低放射性圍岩的影響，自然伽馬幅度值隨層厚h減小而減小，地層越薄，曲線幅度值就越小。對於薄地層曲線，半幅點確定的地層厚度大於地層的真實厚度，這樣的地層在自然伽馬曲線上就很難劃分出來。

3.1.3.2 自然伽馬測井曲線的影響因素

(1)時間常數和測井速度的影響

只有當測井速度很小時，測得的曲線形狀與理論曲線相似。當測井速度增加時，曲線形狀發生沿儀器移動方向偏移的畸變，造成畸變的原因是記錄儀器中的積分電路具有惰性(充電、放電都需要一定的時間)。其輸出電壓相對於輸入量要滯後一段時間，而下井儀器又在連續不斷地移動，於是就使測井曲線發生了畸變，圖3.1.5是考慮了積分電路的充放電時間常數τ和測速v的乘積vτ所作的理論計算結果。

vτ影響使GR曲線發生畸變，主要表現在幅度值最大值下降，且最大值的位置不在地層中心，而向上移動，視厚度h_a增大，半幅點位置上移。地層厚度越小，vτ越大，曲線畸變越嚴重。為防止測井曲線畸變必須限制測速及採用適當的積分時間常數。

在解釋中，常使用自然伽馬曲線的半幅點劃分地層界面，該點的記錄深度受測井速度和儀器的時間常數的影響。隨著測井速度增加或時間常數增大，異常的半幅點深度向上偏移的距離(稱滯後距離)越大。曲線半幅點的滯後距離可以根據下式近似估算:

滯後距離=υ×τ

把曲線的半幅點向下移動一個滯後距離即地層的界面位置。一般要求滯後距離小於35cm為宜，這就要求測井速度選擇適當。如果儀器的時間常數為2s，則v<600m/h才能防止曲線過分畸變。

(2)放射性漲落的影響

實驗結果表明，在放射源和測量條件不變，並在相等的時間間隔內多次進行γ射線強度測井時，每次記錄的結果不盡相同，而是在以平均值n為中心的某個范圍內變化。分析測量結果的分布得知，接近平均值的測量讀數具有較大的概率。這是由於地層中放射性核素的衰變是隨機的且彼此獨立的原因。這種現象叫放射性漲落或叫統計起伏現象。這種現象的存在，使得自然伽馬測井曲線上具有許多「小鋸齒」的獨特形態。參閱圖3.1.6。

圖3.1.5 vτ對自然伽馬測井曲線的影響

圖3.1.6 自然伽馬測井曲線漲落誤差

當 很大時，放射性漲落服從泊松分布規律，該分布曲線如圖3.1.7所示，圖中W(n)是單位時間內記錄的脈沖數n出現的概率， 單位時間的平均脈沖數。

通常用均方誤差σ表示測量結果的精度。

圖3.1.7 泊松分布曲線

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在滿足泊松分布的條件下，經過計算可以推出:

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|Δn|>σ的偏差只佔總偏差的31.7%，|Δn|<σ的偏差占總誤差的68.3%。通常把Δn₀=σ當做觀測誤差的標准，此時σ叫標准誤差。在核測井曲線上，如果曲線變化在－σ～+σ范圍內，則認為是由放射性漲落造成的這種變化。

實際工作中常用相對標准誤差δ，它用下式表示:

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核測井曲線上讀數的變化有兩種:一種是由於放射性漲落引起的，這種變化與地層性質無關。另一種是由地層放射性的變化引起的，根據這種變化可以:劃分井所穿過的地質剖面，正確地區分這兩種變化，是對核測井曲線正確解釋的前提。

測井時，用時間常數為τ的積分電路記錄。積分電路所記錄的讀數，相當於測量瞬時以前2τ的時間間隔內的脈沖計數率的平均值。所以曲線上任何一點的相對標准誤差:

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曲線上任何一點的計數率和真值間的偏差為:

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在核測井曲線上的計數率不是地層計數率的真值，我們只能用井下儀器通過地層的時間間隔t內測得的一般地層核測井曲線的平均計數率來近似表示。所以為了確定在曲線上任何一點的計數率的放射性統計起伏誤差的范圍，必須知道這段測井曲線和真值之間的偏差。

設下井儀器的測速為v，它通過厚度為h的地層，所用時間為t=h/v，測得該地層的一段核測井曲線，共計脈沖總數為N，單位時間內平均脈沖數為 ，則 。所以:

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總計數N中包含的標准誤差為:

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相對標准誤差為:

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由上式可見地層越厚和測井速度越小，相對標准誤差越小。測井曲線上的平均計數中包含的標准誤差σ₂，可由δ₂求得為:

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因為核測井曲線的統計起伏是上述兩個誤差之和，所以:

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因此，若測量的地層性質沒有變化，則讀數n落在 范圍內的概率是68.3%。如果分層正確，那麼該層內就應有70%左右的讀數不超出 的范圍。如果越出了，且超過(2.5～3)σ，則分層不正確，應重新分層。如前圖3.1.6所示。

圖3.1.8 地層厚度對自然伽馬測井曲線的影響

(3)地層厚度對曲線幅度的影響

圖3.1.8所示，該剖面由放射性元素含量較低的三層砂岩和放射性元素含量較高的四層泥岩組成。對於砂岩地層來說，雖然層2、4、6的放射性元素含量相同，但層6較薄，存在鄰層泥岩的影響，使得層6的自然伽馬測井曲線值高於層2、4。對於泥岩來說，雖然層1、3、5、7放射性元素含量相同，但由於層3較薄，存在鄰層砂岩的影響，使得層3的自然伽馬測井曲線值低於層1、5、7。可以看出，由於地層變薄，泥岩的自然伽馬測井曲線值會下降，而砂岩層的自然伽馬測井曲線值上升，並且地層越薄，這種下降和上升的幅度越大。因此，對於地層厚度小於三倍井徑(h<3d₀)的地層，在應用自然伽馬測井曲線時，應考慮層厚的影響。

(4)井的參數對自然伽馬測井曲線的影響

自然伽馬測井曲線的幅度不僅是地層的放射性函數，而且還受井眼條件(井徑、泥漿比重、套管、水泥環等參數)的影響。泥漿、套管、水泥環吸收伽馬射線，所以這些物質會使自然伽馬測井值降低。一層套管時的自然伽馬測井值大約是沒有套管的自然伽馬測井曲線值的75%。如有多層套管則自然伽馬值將明顯下降。

在大井眼和套管井中，定量解釋自然伽馬資料時，要做出校正圖版，進行必要的校正。

在沒有校正圖版的情況下，在實際工作中，根據具體情況用統計的方法可做出校正曲線，對測井曲線進行校正。

3.1.4 自然伽馬測井曲線的應用

自然伽馬測井在油氣田勘探和開發中，主要用來劃分岩性，確定儲集層的泥質含量，進行地層對比及射孔工作中的跟蹤定位等。

3.1.4.1 劃分岩性

利用自然伽馬測井曲線劃分岩性，主要是根據岩層中泥質含量不同進行的。由於各地區岩石成分不一樣，因此在利用自然伽馬測井曲線劃分岩層時，要了解該地區的地質剖面岩性的特點。下面是用自然伽馬測井曲線劃分岩性的一般規律。

在砂泥岩剖面中，砂岩顯示出最低值，黏土(泥岩、頁岩)顯示最高值。粉砂岩、泥質砂岩介於中間，並隨著岩層中泥質含量增加曲線幅度增大。如圖3.1.9所示。

圖3.1.9 砂泥岩剖面自然伽馬測井曲線

在碳酸鹽岩剖面自然伽馬測井曲線上，黏土(泥岩、頁岩)層的讀數最高，純的石灰岩、白雲岩的自然伽馬讀數值最低，而泥灰岩、泥質石灰岩、泥質白雲岩的自然伽馬測井值介於兩者之間，而且隨著泥質含量增加而增大。如圖3.1.10所示。

在膏鹽剖面中，用自然伽馬測井曲線可以劃分岩性並劃分出砂岩儲集層。在這種剖面中，岩鹽、石膏層的曲線讀數值最低，泥岩最高，砂岩介於上述二者之間。曲線靠近高值的砂岩層的泥質含量較多，是儲集性較差的砂岩，而曲線靠近低值的砂岩層則是較好的儲集層。圖3.1.11是用膏鹽剖面自然伽馬測井曲線劃分砂岩儲集層的實例。

3.1.4.2 地層對比

與用自然電位和普通電阻率測井曲線比較，利用自然伽馬測井曲線進行地層對比有以下幾個優點:

圖3.1.10 碳酸鹽岩剖面自然伽馬測井曲線

1)自然伽馬測井曲線與地層水和泥漿的礦化度無關。

2)自然伽馬測井曲線值在一般條件下與地層中所含流體的性質(油或水)無關。

3)在自然伽馬測井曲線上容易找到標准層，如海相沉積的泥岩，在很大區域內顯示明顯的高幅度值。

在油水過渡帶內進行地層對比時，就顯示出自然伽馬測井曲線的優點了。因為在這樣的地區同一地層不同井內，孔隙中所含流體性質(油、氣、水)是不同的，這就使視電阻率、自然電位和中子伽馬測井曲線變化而造成對比上的困難。自然伽馬測井曲線不受流體性質變化的影響，所以在油水過渡帶進行地層對比時，可以使用自然伽馬測井曲線。

在膏鹽剖面地區，由於視電阻率和自然電位測井曲線顯示不好，使用自然伽馬測井曲線進行地層對比更為必要。圖3.1.12是利用自然伽馬測井曲線進行膏鹽地區地層對比的實例。

3.1.4.3 估算泥質含量

由於泥質顆粒細小，具有較大的比面，對放射性物質有較大的吸附能力，並且沉積時間長，有充分時間與溶液中的放射性物質一起沉積下來，所以泥質(黏土)具有很高的放射性。在不含放射性礦物的情況下，泥質含量的多少就決定了沉積岩石的放射性的強弱。所以利用自然伽馬測井資料可以估算泥質含量，常用的估算方法如下。

圖3.1.11 用自然伽馬測井曲線劃分膏鹽剖面砂岩儲集層

圖3.1.12 用自然伽馬測井曲線進行地層對比

地層中的泥質含量與自然伽馬讀數GR的關系往往是通過實驗確定的。通常採用下式求泥質的體積含量V_sh:

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式中:I_GCUR為希爾奇(Hilchie)指數，它與地層地質年代有關，可根據取心分析資料與自然伽馬測井值進行統計確定，對北美古近－新近系地層取3.7，老地層取2;I_GR為自然伽馬相對值，也稱泥質含量指數，且:

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C_GR、C_GR，min、C_GR，max分別表示目的層、純砂岩層和純泥岩層的自然伽馬讀數值。