地面自然電位測量方法

⑴ 地面物探方法

地面物探方法已被證明是探測地下岩性、劃分地層和確定地質構造的有效手段之一。幾乎所有的地面物探方法均可用於尋找地下水和判定地下水的某些特徵。但是絕大多數物探方法並不是直接測定出地下水本身的物性顯示，而是通過測定出有利於蓄水的岩石、構造或裂隙、空洞等的物性顯示間接判斷地下水的存在以及它們的分布情況。當然，在岩石物性的顯示中也包含有水的作用，但水的作用一般要較岩石礦物、化學組分、可溶鹽含量、結構等方面的作用小得多。因此，准確地說，多數物探方法是間接找水的方法。

這些物探方法，首推電阻率法、磁法、放射性方法、熱輻射法也常用到，而地震和重力法等相對使用較少。

近年來，隨著應用物理技術的發展，人們力求研製出一些對地下水物性反映比較敏感的物探方法，以達到直接進行找水的目的。但是，在這些所謂「直接找水方法」所測得的物性異常中，除了地下水的作用外，仍然不同程度地包含了岩石本身物理性質和裂隙、通道等因素的影響，只不過它們較前述的一般物探方法包含了更多的地下水本身的物性顯示。

考慮到一般電阻率法等間接找水的物探方法已在各種地球物理勘探和專門的水文地質物探專著中有詳盡的論述，我們僅在此列表簡述（表12-1）。我們將在這里著重介紹那些目前在尋找地下水方面較為有效，又有發展前途的地面物探方法。

表12-1 地面物探方法分類表

一、自然電場法

這是一種比較「古老」又行之有效的物探方法。這種方法以地下存在的天然電場為場源。由於天然電場主要與地下水通過岩石孔隙、裂隙通道時的滲透作用和離子擴散、吸附作用有關，因此可根據在地面上測量到的電場變化情況，查明地下水的埋藏、分布和運動狀況。這種方法主要用於尋找地下掩埋的古河道、基岩含水破碎帶，以及確定水庫、河床和堤壩的滲漏通道，也可測定抽水井的影響半徑和地下水流速。

自然電場法的使用條件，主要決定於地下水滲透作用形成的過濾電場的強度。一般只有在地下水埋藏較淺、水力坡度較大和所形成的過濾電場強度較大時，才能在地面測量到較明顯的自然電位異常。為加強其異常顯示，可採用人工場的充電法。

二、激發極化法

這種方法是根據供電極斷電後，由電化學作用引起的岩石和地下水放電電場（即二次場）的衰減特徵來尋找地下水。二次場的衰減特徵可用視極化率（η_s）、視頻散率（P_s）（交流極化法的基本測量參數）、衰減度（D）、衰減時（τ）表示。判斷地下水存在效果較好的測量參數通常是τ和D。τ是指二次電位場（ΔU_z）衰減到某一規定數值時（通常規定為50%）所需的時間（單位為s）。D亦是反應極化電場（即二次場）衰減快慢的一種測量參數（用百分數表示）。由於岩石中的含水或富水地段水分子的極化能力較強，因此二次場一般衰減較慢，故D和τ值相對較大。

激發極化法和電阻率法一樣，分為測深法、剖面法和測井法。其中，激發極化測深法用得最多，主要用於尋找層狀或似層狀分布的含水層以及較大的溶洞含水帶，並可確定它們的埋藏深度。還可根據含水因素（M_s）和已知鑽孔涌水量的相關關系，大致估計設計鑽孔的涌水量。

由於激發極化所產生的二次場值小，故這種方法不適用於覆蓋層較厚（如大於20 m）和工業游散電較強的地區。

三、交變電磁法

電磁法是近20～30年才推出的新物探方法。目前已在生產中使用的有甚低頻電磁法（利用超長波通訊電台發射的電磁波為場源）、頻率測深法（以改變電磁場頻率來測得不同深度的岩性）、地質雷達法（利用高頻電磁波束在地下電性界面上的反射來達到探測地質對象的目的）等。其中，甚低頻法對確定低阻體（如斷裂帶、岩溶發育帶和含水裂隙帶）比較有效。而地質雷達則具較高的解析度（可達數厘米），可以測出地下目的物的形狀、大小及其空間位置。

近年來，前蘇聯科學家又設計出一種新的能直接尋找地下水的電磁法，即核磁找水法。其原理如下：由於水具弱磁性，故在磁場作用下，其磁矩將沿地磁的方向排列。當在垂直地磁場方向施加一定強度和頻率的人工磁場時，水分子就會產生核磁共振現象。其磁振動率將會在地面鋪設的金屬線圈中產生一定的電流感應訊號。測定出這種訊號的強度，就可確定出地下水的埋深和富集程度。

四、放射性探測法（天然放射性找水法）

放射性探測法，是隨著近年來核輻射理論迅速發展而推出的一種嶄新的地球物理探測方法。它不用人工場源、測量儀器體積小，操縱方法簡單、工效高，使用不受地形條件限制，是一種很有前途的物探方法。

自然界存在三個放射性元素系（鈾—鐳系、釷系和錒系）和一些不成系的天然放射性元素，但在岩石和水中分布較廣泛的，主要有鈾（U）、鐳（Ra）、氡（Rn）、釷（Th）和鉀（⁴⁰K）。天然放射性元素發生衰變時能放出α、β、γ射線，而這些射線的強度可利用核輻射探測儀器加以測定。尚需指出，用放射性方法所測量到的射線主要是氡及其子體產生的，而鈾、鐳等元素放出的射線是次要的，故氡及其子體是放射性探測法首先重視的對象。

放射性探測法主要適用於尋找基岩地下水。這是基於以下原因：①不同類型岩石，由於其放射性元素含量不同，其放射性強度常有差異；②岩石中斷裂帶和裂隙發育帶，常是放射性氣體運移和聚積的場所，故可形成放射性異常帶；③在地下水流動過程中（特別是在出露地段），由於水文地球化學條件的突然改變，可導致水中某些放射性元素的沉澱或富集，從而形成放射性異常。

放射性探測的方法很多，目前使用較多的方法有：

（1）γ測量法。所測量的是鈾、釷、鉀等放射性元素及其子體輻射出的射線的總強度。

（2）放射性能譜測量法。它除能測量出γ射線總強度外，並能區分出鈾、釷、鉀的γ輻射強度。

（3）射氣測量法。該方法是用射氣儀（測氡儀）測量土壤中放射性氣體（主要是氡氣）的濃度，以發現浮土下基岩中的放射性異常帶。

（4）α徑跡測量法和α卡法。這兩種方法均是測量土壤蓋層中α射線的方法。

（5）²¹⁰Po法。它和α卡法一樣，是一種測量土壤層中氡氣長期積累量的化探方法。

⑵ 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:

地球物理測井教程

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:

地球物理測井教程

式中:R_w、R_mf分別為地層水和泥漿濾液的電阻率，Ω·m。令:

地球物理測井教程

稱K_d為擴散電位系數，mV。則式(1.1.2)可簡寫為:

地球物理測井教程

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:

地球物理測井教程

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:

地球物理測井教程

在溶液濃度比較低的情況下，式(1.1.5)可改寫為:

地球物理測井教程

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:

地球物理測井教程

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:

地球物理測井教程

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:

地球物理測井教程

所以，自然電流為:

地球物理測井教程

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:

地球物理測井教程

整理得:

地球物理測井教程

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:

地球物理測井教程

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:

地球物理測井教程

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:

地球物理測井教程

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

⑶ 電法測井

電法測井是指以研究岩石及其裂隙流體的導電性、電化學性質及介電性為基礎的一類測井方法，包括以測量岩層電化學特性、導電特性和介電特性為基礎的測井方法。常用的有自然電位測井、視電阻率測井、側向測井、微電極系及激發極化測井。

7.3.1.1 自然電位測井

自然電位測井是以岩石的電化學活動性質為基礎的測井方法。

(1)井中自然電場的產生

井中自然電場的產生主要取決於岩石的岩性、地下水與泥漿的礦化度和含鹽成分。在測井中，鑽井剖面以砂、泥岩為主，所觀測到的自然電位主要是由擴散作用、擴散—吸附作用和過濾作用所產生的。

擴散電位:不同濃度的兩種溶液之間可形成電位差，這一電位差所產生的電場反過來又會減慢原來運動較快的離子，而加速原來運動較慢的離子。當這一電位差達到某一數值而使正、負離子的實際遷移速度達到相同時，在兩種溶液中的正、負離子就不再富集。這時擴散達到動態平衡狀態，兩種溶液之間便建立起一個穩定的電位差。這種由離子擴散作用所產生的電動勢稱為擴散電動勢。

擴散—吸附電位:對於含泥質的岩層(如粘土、泥岩、亞砂土及亞粘土等)，由於泥質顆粒具有選擇性吸附負離子的特性，從而使遷移率較快的負離子(如Cl^－離子)的實際運動速度大大降低，而原來遷移較慢的正離子(如Na⁺離子)的實際運動速度相對加快，其結果使得在低濃度的溶液中富集了正離子，而在高濃度的溶液中則富集了負離子，從而產生了與純擴散作用相反的電場。這種在離子擴散過程中又伴隨著吸附現象而產生的電動勢稱為擴散—吸附電動勢。

過濾電位:過濾電位是因地層水與泥漿柱之間存在著壓力差而產生的。地下水溶液在壓力差的作用下通過岩石孔隙時，因構成孔隙壁的岩石顆粒具有選擇性吸附負離子的作用，故在孔隙壁形成固定的負離子層，而孔隙內溶液中相對過剩的正離子便同溶液一起向壓力低的孔隙一端移動。這樣就在孔隙兩端富集了不同符號的離子，從而形成了電位差，稱為過濾電動勢。

實測得的自然電位是由擴散電動勢、擴散—吸附電動勢和過濾電動勢所共同產生的電位差。一般情況下，考慮到泥漿柱與地層水之間的壓力差比較小，而且在井壁上有泥餅的存在，過濾電位實際上很小，故其對實測自然電位的影響常忽略不計。

(2)自然電位測井的裝置形式

自然電位測井的測量裝置如圖7.5所示，它只需—測量迴路而不需供電裝置，通常將測量電極置於井內作為移動電極，另一測量電極布置在地面上。自然電位測井是測量沿井軸移動的自然電位差，自然電位測井與地面自然電位法類似，它是通過測量鑽井剖面的自然電場變化，來判斷地下目標層的位置、特性以及解決其他相關的地質問題。

(3)自然電位測井曲線

在水文測井中，用自然電位測井曲線可以劃分滲透性地層以及確定咸、淡水分界面等。圖7.6為河北某地利用自然電位測井曲線確定咸、淡水分界面的實例。由於在62m以上的淺層砂層中的地層水礦化度高於泥漿的礦化度，故其自然電位測井曲線呈現負異常。在62m以下的深層砂層所含地層水的礦化度低於泥漿的礦化度，其自然電位測井曲線呈現正異常。一般確定咸、淡水分界面位置的方法是:若淡水層位於鹹水層下部，則將咸、淡水層之間的隔水層底界面定為咸、淡水分界面;若淡水層位於鹹水層上部，則將二者之間的隔水層頂界面定為咸、淡水分界面。

圖7.5自然電位測井裝置示意圖

圖7.6利用自然電位測井曲線劃分咸、淡水分界面

7.3.1.2 視電阻率測井

(1)視電阻率測井的方法原理

視電阻率測井是以岩、礦石電阻率差異為物理依據，通過測量人工直流電場沿鑽孔剖面的變化，來研究鑽孔地質剖面的一種主要電測井方法。視電阻率測井原理如圖7.7所示，其中供電電路由電源E、電流表mA、可變電阻R及供電電極A，B構成，測量電路由地面測量儀器G和測量電極M，N構成。

圖7.7視電阻率測井原理示意圖

供電電極A通過大地與供電電極B形成的穩定電流場，其電流線的分布受到供電測量電極周圍岩石導電性差異的影響，而造成M與N之間的電位差ΔU_MN的變化。通過地面測位差測量儀器觀測的ΔU_MN，便可以了解視電阻率隨固定電極排列沿井筒移動的變化曲線。

(2)常規視電阻率測井電極系

在常規測井中，通常井內只有三個電極時構成三電位電極系。三電位電極系有梯度電極系和電位電極系。

根據成對電極的測量位置不同，將成對電極位於上部的稱為頂部梯度電極系;將成對電極位於下部的稱為底部梯度電極系。

電位電極系就是在三電極系中供電電極與測量電極之間的距離遠小於測量電極的間距。

(3)理論視電阻率測井曲線

電位電極系視電阻率ρ_s測井曲線，如圖7.8(a)所示，為高阻厚層(無鑽孔影響，採用理想電位電極系AM)理論視電阻率測井曲線和實測視電阻率曲線。

圖7.8(b)為高阻厚層上的實測ρ_s曲線，與理論曲線相比可以看出，二者的形狀基本相似，只是實測曲線因受鑽孔井徑和泥漿等因素的影響，使ρ_s曲線的極大值變小，平直段消失，曲線變圓滑。這時高阻岩層分界面的位置可以用分離點a'b'來確定。

圖7.8高阻厚層上的電位電極系視電阻率測井曲線

(4)視電阻率測井曲線的應用

圖7.9為山西臨汾YDWQ地熱井的一段視電阻率實測曲線(細線為自然電位)。它是採用模擬組合測井儀的探管電極系和數字測井記錄儀測量層位的。該段孔徑為191mm，地層為奧陶系中統。從圖可以看出，泥質灰岩的視電阻率值很低，有上、中、下三層;底部的純石灰岩視電阻率很高，界面也很陡直;上部的石灰岩因岩溶裂隙發育，視電阻率值相對較低，變化較大，個別地方接近泥質灰岩。解釋時結合自然γ與γ－γ曲線區別是因岩溶還是泥質引起的低視電阻率值異常。

圖7.9視電阻率測井曲線實例

⑷ 地球物理探測方法

常用的地球物理方法與探測垃圾填埋場所使用的方法基本相同，有直流電阻率法（DC）和甚低頻電磁法（VLF-EM），瞬變電磁法（TEM），激發極化法（IP）。探地雷達（GPR），淺層地震反射，井中CT（跨孔電阻率成像法）等方法的應用也逐漸增加。從國內外大量成功事例來看，直流電阻率法（含高密度電阻率法）仍然是應用最廣泛，效果最顯著的方法之一。電阻率法是測量地下物體電性特徵的方法，它與孔隙度、飽和度、流體的導電性密切相關，電阻率法已被廣泛應用於地下水、土的污染調查。特點是垂向解析度高，探測深度有限。

實例一

土耳其某垃圾場地下水污染電阻率法調查。場地地質情況：露天垃圾堆放場位於土耳其某市東南，這一地區是土耳其重要的水源地之一。第四紀的沖積層厚達100 m，主要以滲透性良好的卵礫石、沙和粘土組成，是當地的主要含水層，地勢西南高，東北低。垃圾未經任何處置，直接露天堆放在上面。垃圾堆下面也沒有任何的滲漏液收集系統。據調查，有2/3的含水層已受到不同程度的污染。水中NO₃的含量是世界衛生組織限定的飲用水標準的5倍以上。電法勘察的目的是調查污染的范圍，為布置監測孔提供最佳的位置。採用的方法有電阻率法（DC）和甚低頻電磁法（VLF-EM）。在垃圾場的下游垂直地下水流向的方向布置了11條剖面，每條剖面200～250 m長不等（圖8.3.4）。剖面間隔40 m，斯倫貝格排列，試驗了從0.5～30 m 6種電極距的效果。從圖8.3.5看出，0.5 m極距的視電阻率測量結果以很高的視電阻率為特徵，主要反應的是表層的較大的卵礫石層，含水量少。極距為1 m和5 m的視電阻率結果主要反應了飽氣帶內地下水不飽和情況的電場特徵，與0.5 m也沒有太大差別，只是在橫向上有一點不同。10～25 m電極距反應了地下污染源的電場特徵，在圖的東北角，視電阻率降為10 Ω·m，是污染的發源地，而表層的視電阻率在1000 Ω·m以上，視電阻率差異十分顯著。

圖8.3.4 測線布設位置示意圖

圖8.3.5 不同極距的視電阻率測量平面圖

實例二

中國北方某市的兩處垃圾填埋場滲出液的實測電阻率分別為0.39 Ω·m和0.40 Ω·m，遠遠低於自來水的電阻率23 Ω·m（表8.3.7）。與日本Boso Peninsula垃圾場的測量

表8.3.7 垃圾填埋場滲漏液電阻率測試結果

結果很相近。與清潔的自來水電阻率32.040 Ω·m相比，二者相差80多倍。含水土層的視電阻率在10 Ω·m左右，與上述土耳其的例子相當，這就為電阻率測量提供了充分依據。測量裝置見圖8.3.6，計算公式如下：

環境地球物理學概論

式中：S為水樣的橫截面積；I為電流；V為電壓；L為MN間的距離。

（1）北京阿蘇衛垃圾填埋場滲漏檢測

這是北京興建的第一個大型垃圾衛生填埋場，位於北京市昌平縣沙河鎮北東約6 km，地處燕山山脈以南的傾斜平原地帶，山前沖洪積扇的中上部位，是城區地下水及地表水的上游部位。該區基底為第四紀洪積層，有粘土、粉質粘土、沙土、中細沙層。粘土層滲透系數為1.0×10^-8 cm/s～9.42×10^-7cm/s，隔水性好，但局部有滲透系數達1.84×10^-3cm/s的粉沙土透水層，區域地下水由北西流向南東。日處理垃圾2000 t，全機械化操作，屬現代化衛生填埋場，底部為不透水的粘土層，厚度0.4～1.4 m不等，反復壓實作為隔水層，設有滲瀝液收集系統，周圍設有觀測井。堆場向下深4 m，計劃垃圾堆高40 m。

在北京市政管理委員會的支持下，第一次利用地球物理探測方法進行滲漏檢測，在同一條剖面上選用了高密度電阻率法、瞬變電磁法、探地雷達法、地溫法及化學分析法。

測線布置在地下水下遊方向，填埋場的南側，南圍牆外面，並與南牆平行，相距8 m，測線長660 m（圖8.3.7，彩圖）。

用美國SIR-10A探地雷達儀，100 MHz屏蔽天線，時窗400 ns。地溫法採用日本UV-15精密測溫儀，儀器精度0.1℃。化學分析樣取1.5 m深土樣，實驗室用氣相色譜分析三氯甲烷、四氯化碳、三氯乙烯和四氯乙烯等有機污染物。這三種方法的測量結果，都沒有異常顯示。說明該區地表粘土層比較緻密，滲透性不好。

高密度電阻率法，使用E60B儀器，電極距3 m，斯倫貝格排列，同時沿剖面布置60個電極。數據經預處理後，進行二維反演。勘測深度15 m。視電阻率的水平距離深度剖面見圖8.3.8（彩圖）。

由圖可見，在4～8 m深度有一層高阻（＞30 Ω·m）層，但並不連續，反應了本區粘土層的特徵。垃圾滲瀝液由局部透水層滲入深部。在220～240 m處9 m深度以下的低阻（＜10 Ω·m）體，經鑽井證實為垃圾滲漏液污染的結果。已於2002年開始施工，做地下水泥防滲牆處理。

圖8.3.6 測定垃圾滲漏液電阻率的裝置

（2）北京某垃圾填埋場的滲漏探測

垃圾填埋場是近年興建的大型衛生填埋場，底部鋪設有塑膠襯底的防漏層，有滲瀝液收集裝置，有效填埋面積19.6×10⁴ m²（300畝強），日填埋垃圾2500 t，設計封頂高度為30m。基底為第四紀鬆散沉積物，厚度在100 m左右，第一含水層頂深10～20 m，厚度5～10 m，粗沙到細沙；第二含水層頂深20～30 m，厚度9～25 m，沙礫石層，滲透系數40～200 m/d。第三含水層頂深38～60 m，厚度8～15 m，以中粗沙和礫石為主。地下水由西北流向東南。現已下降形成漏斗。淺層水質較差，不能飲用。

根據滲瀝液的電阻率值差異，主要使用高密度電阻率、瞬變電磁法以及探地雷達方法。考慮到地下水流方向，三條測線布置在填埋場的東南方向，測線I位於東側，距填埋場平均27.5 m（長400 m）；測線Ⅱ和測線Ⅲ在填埋場南側，測線Ⅱ距填埋場平均35.5 m（長741 m）；測線Ⅲ距填埋場15 m左右（長700 m）。測線Ⅱ高密度電阻率法距離深度剖面結果示於圖8.3.9（彩圖）。垃圾填埋場地表深5～10 m主要是干砂質粘土層，電阻率比較高，向下測到的電阻率低（＜15 Ω·m），應當是垃圾滲漏液。根據阿爾奇法則ρ_土=ρ_液·a·φ^-m，式中：a=1；m=2；ρ_液=0.39。土壤孔隙度φ取30%，則ρ_土=4.4與剖面中ρ_視=5是很接近的。說明低阻區是滲漏液的地下分布。在垃圾場東邊，剖面I10～15 m以下有滲漏區（A1.1；A1.2）。在垃圾場南邊，10 m以下有滲漏區，剖面Ⅱ（圖8.3.9）中可劃分出3個較大的異常段（A2.0，A2.1，A2.2）及幾個小異常體。滲漏液異常分布清晰可見。

電磁法（EM）：電磁法一般用來圈定淡水和鹹水的界限，對地下水研究應用較多的是瞬變電磁法（TEM法）和探地雷達法（GPR法）。在我國北方某市垃圾填埋場滲出液檢測證明TEM是有效的，瞬變電磁法沿測線Ⅱ進行的，儀器為長沙白雲儀器開發公司研製的MSD-1脈沖瞬變電磁儀，採用20 m×20 m供電線圈工作，目的在於了解較深部情況。測量結果如圖8.3.10（彩圖）所示。在深40 m以下，有三個異常區段，即A2.0（0～15 m）；A2.1（50～60 m）；A2.2（80～100 m）。揭示了滲漏液污染范圍在向深部擴展。

實例三

廢棄物填埋場為了防止滲漏，常用塑料作為襯底，形成隔離層，比單純的依靠粘土層作為隔離層要有效。但由於廢棄物中常混有尖硬物質或在堆放廢棄物時層層壓實，遇到局部軟（硬）土而受力不均，使污水由漏洞流出。常規的標准方法是污水示蹤，或監測污水壓力變化，這樣做時間長，而且要大流量時，才是有效的，也很難提供進行修補的確切位置。

應用適當布置電極位置的電阻率法，可以准確測定漏洞位置（Willianl Frongos，1997）。有塑料膜襯底的廢物填埋場，正在使用，兩個供電電極，一個放在填埋場內（A），一個放在塑料膜之外（B），可以放置在足夠遠處，如圖8.3.11所示。驅動電流流過漏洞，漏洞就是電流源。填埋場內廢物的電阻率由於正在填埋，很不穩定，一般為2～10 Ω·m。面積為1 m²，厚度為1 mm埋入地下的聚乙烯膜的電阻率為10000 Ω·m，襯底外土壤是導電的，電阻率為20 Ω·m。對於一個漏孔的平麵塑料膜而言，在均勻半空間的表面上，點源用格林函數可以描述通過漏孔流過電流引起的電位。如果孔徑不大，則電流（U）可寫為

環境地球物理學概論

式中：I為通過漏孔的電流（為總電流的一個分量）；ρ為基底土壤電阻率，R是漏孔與源之間的距離；c為常數，代表參照電極的任意電位。

圖8.3.11 漏洞探測觀測系統工作原理圖

圖8.3.12 點源（漏孔）電流歸一化電點陣圖

圖8.3.12是漏孔上的電位函數的圖示，其觀測網為30 m×24 m，觀測點間距1 m。孔位（點源）：x=14 m，y=11 m，z=0，電極進深0.5 m。

用這個方法在斯洛伐克一個填埋場，發現6個漏洞，其中5個較小，屬點源異常；一個較大的裂口，6個異常都被開挖證實。進行了修補（修補後異常消失），觀測確定的漏孔位置平均誤差約為30 cm。

如果填埋場襯底塑料膜不是一層，而且漏洞不在同一位置，要測定每層塑料膜漏洞位置，難度要大一些。如圖8.3.11所示，可以分層跨層分別布置電極，如在測第一層塑料膜漏洞時應當將B電極放在第一層與第二層塑料膜之間的導電物質之中。

實例四

澳大利亞北部有一個鈾礦山，1980年開始開采，計劃於2005年關閉。在開采過程中，大量的廢渣和廢液被滯留在尾礦壩中。現在發現尾礦壩中富含Mg²⁺和的廢水，沿著地下裂隙和斷裂，發生滲漏，在周圍一些地表的植物中已檢測出上述離子濃度有明顯增加。從鑽孔水文調查結果發現，廢液的滲漏是廣泛和無規律的。這已對當地的自然環境構成嚴重危害。礦業公司為調查滲漏情況，採用了多種物探方法：自然電位法（SP）（也稱氧化 還原法）、激發激化（IP）法、直流電阻率法（DC）、瞬變電磁法（TEM）。研究區的地質構造情況和測線布置見圖8.3.13。已有的測量結果表明：在河床地帶的片麻岩的電阻率在1900～8300 Ω·m，地表沉積物的厚度在2～5 m之間，粉砂質粘土和粘土的電阻率在0.1～600 Ω·m范圍。對當地的水文地質情況的調查結果發現，主要有兩個含水層：第一含水層是地表粘土和風化後的岩石，厚度在20 m；第二含水層實際就是基岩中的斷裂帶。兩套含水系統是互相連通的。地下水位的升降隨季節而變化，在乾燥季節，水位的日下降幅度在12～14 mm。在豐水季節，地下水位的日上升幅度在14～40 mm之間。枯水期與豐水期地下水位的相對落差為2～3 m。

圖8.3.13 研究區位置及主要的地質構造分布

在測線1、測線2、測線3分別進行了自然電位、直流電阻率法、激發激化法測量，並重點分析了測線的直流電阻率法、激發激化法測量結果以及二維（2D）自然電位的結果。

激發激化法測量：斯倫貝格排列，31個接收電極，由一根電纜與接收機相連。極距10 m，一個發射電極距測線1.7 km（視為無窮遠），另一個發射電極置於兩接收電極之間，隨測線一同向前移動。電極排列見下圖8.3.14，剖面布置見圖8.3.15（彩圖）。發射電極AB和接收電極MN以n×a的距離同時向兩邊移動，獲得測線上電阻率隨深度的測深剖面。

在圖 8.3.16（彩圖）中，有三個比較大的近地表異常，中心位置分別是 8370 E，8525 E，8650 E。前兩個異常是由粘土和粉砂質粘土層引起的，第三個異常緊鄰南北向的2 a斷裂，認為是滲漏引起的異常。其次，可以看出，從西到東，激電異常有增加的趨勢，從距測線1（距測線3約150 m）的鑽孔地下水的化驗結果發現地下水中Mg²⁺和的濃度向東逐漸升高，證實了激電的結果。

圖8.3.17（彩圖）是電阻率觀測結果，在8250E、8300E和8350E處呈低電阻率異常。前一個異常與片麻岩和眼球狀片麻岩地質單元的交界處對應，視為地層差異引起的異常。8300E異常正好位於一個灌溉用的水管下面。8350E和8500E的低阻異常都與當地的灌溉有關。8550E處的高阻異常正好對應於片麻岩地層。

從激電法和直流電阻率法的測量結果來看，激電法對地表污染（2～5 m）的反應沒有電阻率法靈敏，這是由於在很小的極距下（10 m）地表污染還不足以產生明顯的激電效應，相對於地下含有高濃度的污染物而言，被污染的粘土層和地下水更容易產生明顯的激電效應。

圖8.3.14 斯倫貝格排列

圖8.3.18（彩圖）是在不同的時間觀測到的自然電場變化，盡管圖形在形狀上略有差異，但基本上保持了很好的一致性。為了避免其他方法的干擾，測量是在激電法和直流電阻率法結束後進行。對自然電法的解釋需結合實際進行，因為自然電場的場源不固定，受地下水水力梯度，水中離子濃度的綜合影響。在靠近斷層的地方，顯示高電位。其次，還進行了電磁法測量：50 m單線圈，25 m點距。視電阻率的反演精度小於1%（圖8.3.19，彩圖），與電阻率法、自然電位法有良好的對應關系。

⑸ 地球物理測井包括哪些方法

油氣田的地球物理法包括地球物理勘探和地球物理測井。地球物理勘探已在前一節中做了介紹，本節將介紹地球物理測井方法，簡稱測井。

地球物理測井已廣泛應用於石油地質勘探和油氣田開發過程中。應用測井方法可以劃分井筒地層剖面、確定岩層厚度和埋藏深度、進行區域地層對比，還可以探測和研究地層的主要礦物成分、裂縫、孔隙度、滲透率、油氣飽和度、傾向、傾角、斷層、構造特徵、沉積環境與砂岩體的分布等參數，對於評價地層的儲集能力、檢測油氣藏的開采情況、精細分析和研究油氣層等具有重要的意義。

目前，常用的測井方法主要有電法測井、聲波測井和放射性測井等。

一、電法測井不同岩石的導電性不同，岩石孔隙中所含各種流體的導電性也不同。利用該特點認識岩石性質的測井方法稱為電法測井。電法測井包括自然電位測井、電阻率測井和感應測井等。

1.自然電位測井1)基本原理自然電位測井是根據油井中存在著擴散吸附電位進行的。在打井鑽穿岩層時，地層岩石孔隙中含有地層水。地層水中所含的一定濃度的鹽類要向井筒內含鹽量很低的鑽井液中擴散。地層水所含的鹽分以氯化鈉為主，鈉離子帶正電，氯離子帶負電。由於氯離子移動得快，大量進入井筒內鑽井液中。致使井內正對著滲透層的那段鑽井液帶負電位，形成擴散電位。而這種電位差的大小與岩層的滲透性密切相關。地層滲透性好，進入鑽井液里的氯離子就多，形成的負電位就高；地層滲透性差，氯離子進入鑽井液里就少，形成的負電位就低。因此，含油滲透層在自然電位曲線上表現為負值，而不滲透的泥岩層等則顯正值(圖3-2)。

圖3-8判斷油氣水層的測井資料綜合解釋

另一方面要對測井以外的資料(如該井的鑽井、地質和工程資料等)進行綜合分析和解釋，搞清楚油層、氣層和水層的岩性、儲油物性(孔隙度和滲透率)、含油性(含油飽和度、含氣飽和度或含水飽和度)等。

思考題

1. 什麼叫油氣田？什麼叫含油氣盆地？

2. 區域勘探和工業勘探分別可劃分為哪兩個階段？

3. 地球物理勘探法主要包括哪些方法？簡述各種方法的基本原理。

4. 地球化學勘探法的主要原理是什麼？具體包括哪些方法？

5. 地質錄井包括哪些方法？

6. 地球物理測井主要包括哪些方法？分別主要有哪些用途？

7. 簡述聲波測井的基本原理。