泥质含量的实验测量方法

① 砂岩的泥质含量标准

颗粒粒径小于0.075mm的含量占50%以上且其塑性指数大于10。
泥质含量：泥质是指颗粒直径小于0.01mm的碎屑物质，泥质含量，也叫做泥质体积，是指泥质的体积占岩石总体积的比。
目前求取泥质含量的方法是用每种测点各求出一个泥质含量，然后求出最佳值。

② 测井相分析

1. 测井相的定义及其内容

测井相是由法国地质学家O.Serra于1979年提出来的，其目的在于利用测井资料（即数据集） 来评价或解释沉积相。他认为，测井相是 “表征地层特征，并且可以使该地层与其他地层区别开来的一组测井响应特征集”。事实上，这是一个n维数据向量空间，每一个向量代表一个深度采样点上的几种测井方法的测量值，如自然伽马 （GR）、自然电位 （SP）、井径 （CAL）、声波时差 （AC）、补偿密度 （DEN）、补偿中子 （CNL）、微球型聚焦电阻率 （RXO）、中感应电阻率 （RIM）、深感应电阻率 （RID） 等。这样一个9维向量就是一个常用的测井测量向量。假设一个2m厚的地层共有16个采样点，于是一个16×9的测井数据集就可以表征这一地层。当然，为了更清楚地表征地层特征，也可以使用测井计算机处理结果，如孔隙度 （φ）、饱和度 （S_w）、渗透率 （K）、骨架参数 （V_mal，V_ma2，V_ma3…） 以及泥质含量 （V_sh）、粉砂指数 （SI） 等来表征。

测井相分析就是利用上述测井响应的定性方面的曲线特征和定量方面的测井参数值来描述地层的沉积相。当然，在实际确定沉积相中还要依赖于地层倾角测井、自然伽马能谱测井及成像测井等多方面的资料。可以这样说，测井系统愈完善，测井质量愈好，测井相图反映实际地层沉积相的程度也就愈好。由于测井资料、测井相是间接性地反映地层的沉积相，所以测井相解释常具有多解性和不确定性。为了提高测井相解释精度，就要依赖于精细的地质模型约束。

测井相分析的基本原理就是从一组能反映地层特征的测井响应中，提取测井曲线的变化特征，包括幅度特征、形态特征等以及其他测井解释结论 （如沉积构造、古水流方向等），将地层剖面划分为有限个测井相，用岩心分析等地质资料对这些测井相进行标定，用数学方法和知识推理确定各个测井相到沉积相的映射转换关系，最终达到利用测井资料来描述和研究地层的沉积相。

2. 测井相标志与地质相标志的关系

前述测井相中数据向量的每一维都可称作一个测井相标志，而沉积相标志是确定沉积相中一个观察描述特征标志。这两种相标志之间不存在一一对应关系，尤其是类似古生物、地化指标等在测井资料中不可能确定。但在已知特定油气田地质背景时，可以经过统计，推理找到判断相、亚相、微相的组合对应关系。这种关系就是就是解释模型，一般表现为逻辑的。

在若干沉积相、亚相、微相模型特征研究基础上，可以总结出确定某种沉积相、亚相、微相的最主要依据是颜色、岩性、结构、构造、粒度、古生物、地球化学以及垂向相序列等相标志。而在区域沉积背景 （相组、相） 的基础上，识别各种亚相和微相的最基本的相标志是岩性、构造、垂向序列的特征。而常规组合曲线和其处理成果、地层倾角测井曲线和其处理成果、成像测井图像等测井资料就能解释出这些基本的相标志：(1)岩性（类型及结构）；(2)沉积构造 （冲刷面、层理类型及其垂向变化）；(3)垂向序列变化关系（正粒序、反粒序、复合粒序、无粒序）；(4)古水流。

如果用测井资料能解释这几类相标志，就是为测井资料判别沉积亚相和微相提供了可靠的保证。为了建立各种沉积相标志和测井相标志相互对应关系，就必须紧紧抓住 “岩心刻度测井” 这一环节，进行反复刻度和反演，总结出针对不同沉积亚相、微相的测井相标志，用于确定沉积相亚和微相类型。一般常规组合的曲线特征及计算机处理结果就能识别地层的岩性特征、层序特征，而地层倾角的微电导率曲线精细处理成果和成像测井图像能反映沉积构造、结构及古水流方向。

3. 岩性测井分析

在进行测井相分析之前，必须首先选择有效的测井组合。常用的测井资料包括自然电位、自然伽马、电阻率、声波、密度、中子及地层倾角等。这些测井资料从不同方面反映了岩性、物性、流体性质等特征。

（1） 定性判别分析

定性划分岩性是人们利用测井曲线的形态特征和读数的相对大小，根据长期生产实践积累的一些规律性的认识 （经验） 来划分地层岩性的方法。

为了定性划分岩性，解释人员必须事先掌握如下基本知识：工作地区的地质特点，井剖面的岩性特征，基本岩性是什么，特殊岩性是什么等。另外，还需要通过一口或几口井较完整的钻井取心或岩屑录井得到的岩心资料与测井资料详细分析对比，总结测井资料划分岩性的规律。表3-3列有常见岩性的测井特征和可能测井值的变化范围。对于某一种具体岩性，常常只有一两个主要的特点就能区别于其他岩性的。在测井方法中，声波、密度及中子是划分岩性的主要方法，微电极和自然电位对淡水泥浆砂泥岩剖面很有效，自然伽马和中子伽马对碳酸盐岩剖面或盐水泥浆砂泥岩剖面很有效，电阻率和井径一般只作参考。具体划分时，应先易后难，抓住主要特征区别对待。

表3-3 常见岩性的测井特征

（2） 定量分析

在砂泥地层剖面中，利用泥质含量与粒度中值区分岩性；在碳酸盐岩剖面，可用岩石矿物成分区分岩性。

1） 确定泥质含量方法

A. 相对值法

各种测井方法的测量参数都受到泥质含量的影响，原则上讲都可以用来确定泥质含量。相对值法的基本原理是认为泥岩的测井读数 （G_MAX） 代表泥质含量为100％的测量结果，而纯岩石测井读数 （G_MIN） 代表泥质含量为0时的测量结果，把两者差值作为泥质含量为100％时引起的测井读数变化。而每一资料点的测井值SH_LG与G_MIN的差值代表由这一资料点的泥质含量引起的测井读数变化。大多数测井读数都可按相对值法计算泥质含量，但应用最好的是自然伽马。

油气田开发地质学

泥质含量：粗略地说，相对值SH就可作为泥质含量V_sh。但为了与本地的地质参数有更好的对应关系，也可引入一个经验系数GCUR，按下式将SH转换成V_sh：

油气田开发地质学

阿特拉斯公司根据美国海湾地区的经验，对古近系-新近系地层，GCUR＝3.7；对老地层，GCUR＝2。

B. 交绘图法

用中子-密度、中子-声波、密度-声波交绘图都可以确定地层的泥质含量，其基本原理都是相同的。如图3-8，认为纯岩石线V_sh＝0，而泥岩点V_sh＝100％，则泥岩点至纯岩石线的距离代表V_sh＝100％，在两者之间可进行线性插值。

图3-8 密度与声波时差的交绘图

设纯岩石线上两点的坐标为 （x₁，y₁），（x₂，y₂），泥岩点为 （x₀，y₀），则纯岩石线的方程为：

A_x＋B_y＋C＝0

式中：A＝y₂-y₁，B＝x₁-x₂，C＝x₂y₁-x₁y₂。

泥岩点（x₀，y₀） 至纯岩石线的距离 （L）：

油气田开发地质学

资料点 （x，y） 至纯岩石线的距离 （b）：

油气田开发地质学

把资料点的泥质含量看成是b与L的比值，因此得：

油气田开发地质学

如果资料点与泥岩点在纯岩石线两侧，则上式计算的V_sh<0，将取为0；若资料点在泥岩点附近，并且至纯岩石线距离大于泥岩点，则计算的V_sh>1，则取为1。

中子-密度交绘图对确定砂岩-石灰岩过渡岩性或其中一种单一岩性的泥质含量效果较好。但对确定白云岩为主的岩性的泥质含量效果较差 （它离泥质点太近）。

中子-声波交绘图只对白云岩确定泥质含量效果较好，对其他岩性效果较差。同时，对含气地层效果较好，对不含气地层效果较差。

声波-密度交绘图对岩性分辨力差，但几种主要岩性线距泥岩点较远，故对大多数储层确定泥质含量效果较好。只有当井眼非常不好或地层太疏松，效果才不好。

2） 确定粒度中值方法

地层吸附放射性元素的能力与岩石颗粒粗细有关，因此自然伽马是岩石颗粒粗细的指示信息。采用自然伽马相对值方法确定粒度中值是测井解释常用方法。一般情况下自然伽马相对值与粒度中值在单对数坐标中呈直线关系：

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——自然伽马相对值；GR——目的层段的自然伽马值，API；GR_min——研究层段的最小自然伽马值，API；GR_max——研究层段的最大自然伽马值，API；C_o和C_l为经验常数 （C_o为所选取的GR_min相应层段的平均粒度中值 （M_do） 的对数值，M_do相当于该井段以层为单位统计的粒度中值的最大值，则C_o＝lgM_do；C₁为另一边界点的粒度中值）。

A区建立的经验关系为：

lgM_d＝-0.2877-0.0713I_GR

（3） 确定碳酸盐岩岩性方法

孔隙度测井交绘图是目前测井资料综合解释中广泛用来研究解释层段的岩性和确定储层孔隙度的交绘图。这类交绘图主要是中子-密度、中子-声波、声波-密度、密度-光电吸收截面指数交绘图等。

确定岩性和孔隙度的所有交绘图解释图版都是对饱和液体的纯地层制作的，井内为淡水泥浆或盐水泥浆，采用含水纯岩石响应方程或响应关系。图3-9是一张补偿中子与密度交绘图图版，盐水泥浆密度ρ_f＝1.1g/cm³。图的纵坐标是体积密度或按纯石灰岩刻度的视石灰岩密度孔隙度，横坐标是按石灰岩刻度的中子测井视石灰岩孔隙度，均作过井眼校正。在图上有4条按单一矿物制作的纯岩石线，其上孔隙度为0的点为骨架点。对每一种纯岩石，依次给定一个孔隙度值，按ρ_b ＝φp_f＋（1-φ）ρ_ma计算其体积密度，而按补偿中子响应实验关系确定φ_CNL，便绘出各纯岩石线。由于φ_CNL是对石灰岩刻度的，故只有石灰岩线是线性变化的，其他岩性线都略有弯曲。

交绘图上的每一条纯岩石线代表孔隙度为各种数值的单矿物岩石，由点的位置确定其孔隙度。任两条纯岩石线之间，代表由相应的两种矿物组成的各种双矿物岩石，由点的位置确定两矿物的含量和孔隙度，点靠近哪条岩性线，就以哪种矿物为主。如图上的P点可能是白云质灰岩或砂质白云岩，应视解释井段岩性特点而定，一般按白云质灰岩解释。通过P点引一条线与石灰岩和白云岩线上的等孔隙度线平行，与两线的交点都为φ＝17.5％，而由P点在此线段上的位置，内插得方解石占75％，白云石占25％。

这种解释方法称为双矿物法，选用的两个矿物称为矿物对。选用矿物对的方法有两种，一种叫标准四矿物选择法，就是按地质上常见的组合，将石英、方解石、白云石、硬石膏依次组成3个矿物对：石英-方解石、方解石-白云石、白云石-硬石膏。资料点落在哪两条纯岩石线之间，就按该矿物对解释。另一种叫指定双矿物解释法，就是根据解释人员的判断 （包括地区经验） 指定一种矿物对，不论点落在何处，都按此矿物对解释。例如指定方解石-白云石矿物对，则落在这两条线之间的按前述方法解释，是这两种矿物组成的岩石，而落在石灰岩线上及其上方的点是纯石灰岩，而落在白云岩线上及其下方的点是纯白云岩，其孔隙度仍按等孔隙度线确定。

图3-9 补偿中子-密度测井交绘图解释图版 （盐水泥浆）

图3-10是声波-补偿中子交绘图，图3-11是密度-声波交绘图。制作方法与中子-密度交绘图相同。比较而言，中子-密度交绘图确定岩性和孔隙度最好，对各种岩性都有较好的分辨能力 （岩性线之间距离较大），并且可做油气校正。其次是中子-声波交绘图，岩性分辨力也强，但声波不能做油气校正。声波-密度交绘图对常见岩石确定岩性和孔隙度较差，但对识别蒸发岩有利，用来确定泥质含量也较好，因为它的3条岩性线很靠近，而纯泥岩点离它们较远。

用各种交绘图确定岩性和孔隙度都要注意泥质、缝洞、天然气及不利井眼条件的影响。泥质的影响是使资料点向泥岩点 （根据邻近泥岩的测井读数确定） 方向移动。密度和中子反映岩石的总孔隙度，缝洞孔隙度会使其孔隙度增加；而声波时差基本上不受缝洞的影响。天然气影响使ρ_b和φ_N减小，使非压实地层的声波时差增大。井眼扩大ρ_b减小而φ_N增加，并使地层界面附近的声波时差读数不稳定。

图3-10 声波时差-补偿中子交绘图版（淡水泥浆）

图3-11 密度与声波时差交绘图版

4. 沉积构造测井分析

通常地层倾角测井经过长相关对比处理得到大比例尺 （1：200） 的倾角成果图用于地层构造学解释，包括产状、褶皱、断层压实后的砂体形态、裂缝识别等。在应用于沉积学时必须作特殊处理，即短相关对比或精细模式识别的交互处理。高分辨率地层倾角测井包含有大量的沉积结构和构造方面的信息，在储层沉积学研究中发挥着重要的作用。成像测井资料为沉积学研究进一步提供沉积结构、构造、古水流等方面的信息。

（1） 倾角测井解释

层理在倾角测井图上可呈现出各种特殊的矢量 （表明倾角、倾向的符号），根据这些矢量在剖面上连续变化所构成的模式，可识别各种层理构造。图3-12表明了主要层理类型的矢量特征，其中水平层理和平行层理的倾角近于0°，倾向不定，为绿色模式；波状层理的倾角在10°左右变化，倾向也不定；直线斜层理或板状层理为一组或多组绿色模式（矢量倾向和倾角不变），但倾角较大；波状交错层理为红色模式 （一组倾向基本不变，而倾角随深度增加而逐渐增加的矢量） 或蓝色模式 （一组倾向基本不变，而倾角随深度增加而减小的矢量），倾角变化大；槽状交错层理为杂乱模式，倾角和倾向的变化都较大。

图3-12 层理类型的倾角矢量模式（据陈立官，1990）

（2） 成像测井解释

无论是碎屑岩还是碳酸盐岩地层的各种沉积构造，在FMI （地层微电阻率扫描成像）、CBIL（井周声波成像测井） 等成熟的成像测井上有不同的响应。一般而言，在垂向上有一定规模变化的沉积构造 （如冲刷面、大型层理等），成像测井响应清晰。而规模较小或垂向上没有明显变化幅度的小型沉积构造则很难识别。

◎冲刷面：一般冲刷面为一凹凸不平的界面，往往其下是低能的泥岩或泥质粉砂岩，其上为将下部地层冲刷起来形成的含泥砾砂岩段。FMI图像上形成一个凹凸不平的起伏界面，上部暗色泥砾呈扁平状略显定向排列，其下为含膏泥岩的高阻异常岩性反映 （图3-13）。

◎斜层理：为纹层、层系交切关系不清的交错层理或单向斜层理，岩心上往往表现为一组单一倾向的纹层垂向叠合。纹层是由成分、粒度、颜色变化显示，规模较小。FMI图像上，斜层理往往对应于一组有明暗条纹显示的正弦波曲线，并且可以计算出每个层系、纹层的界面产状 （图3-13）。按纹层界面倾角大小，斜层理可分为低角度 （<12°）、中角度 （12°～20°）、高角度（>20°），它们分别对应在FMI图像上为一组不同倾角大小的正弦曲线。

图3-13 FMI图像解释实例

◎槽状交错层理：层系界面呈弧形交切、纹层也呈弧形的较高流态形成的水流层理。岩心上往往表现为几组弧形纹层相交。FMI图像上，由一套不同角度的正弦曲线显示的层系界面，两层系界面间上弧形的截切纹层，为明暗相间的条纹组成 （图3-13）。

◎结核：钙质斑块、条块在FMI图像上呈不规则的亮块及条带，显示高阻特征。

◎生物钻孔构造：在FMI图像上显示不规则的亮色线状条纹或斑块状。

◎透镜状层理：以泥质沉积为主，砂质沉积被包围在其中。在FMI图像上透镜状层理表现为暗色条纹夹透镜状亮色斑块。

◎递变层理：递变层理自下而上表现为由粗至细的正韵律。粗岩性 （如砾岩） 在FMI图像上表现为亮色，细岩性 （如泥岩） 表现为暗色。总体呈现由亮色至暗色的颜色递变。

5. 垂向序列测井分析

（1） 曲线形态

不同的沉积环境下，由于物源情况不同、水动力条件不同及水深不同，必然造成沉积物组合形式和层序特征 （正旋回、反旋回、块状） 的不同，反映在测井曲线上就是不同的测井曲线形态。测井曲线的形态特征常用的俗语有钟形、漏斗形、箱形、尖峰形、齿形、指形、复合形等 （图3-14）。

◎钟形曲线：反映水流能量逐渐减弱以及物源供应的不断减少的正粒序结构特征，代表性微相是曲流河点砂坝。

◎漏斗形曲线：反映了反粒序结构。一种反映向上水流能量加强，分选逐步变好，其代表相是岸外砂坝：另一种反映了前积砂体的粒序结构，代表了河口部位的沉积特征。

◎箱形曲线：反映砂体内部碎屑颗粒粒度变小，比较均匀，是物源丰富和水动力条件稳定条件下形成的产物。一种类型是正粒序特征，但其内部碎屑颗粒粒度变化幅度较小，代表性的微相为分流河道砂；另一种类型是风成砂，上下碎屑颗粒均匀。

◎齿形曲线：为常见的形态。它又可进一步分为：(1)具有正粒序特征的正向齿形，反映水下冲刷充填沉积特征；(2)具有反粒序特征的反向齿形，反映水道末梢前积式席状砂沉积特征；(3)对称齿形具有对称粒序，常代表急流作用下的席状沉积；(4)指形曲线，代表强能量作用下的均匀粗粒沉积，典型微相为滩砂。

◎复合形态：常见的有漏斗形-箱形曲线 （自下而上命名） 和箱形-钟形曲线。前者代表了物源供应丰富条件下的水下砂体堆积，表明了上部水流能量持续增强，为河口砂坝的典型曲线形态；后者代表的环境是早期有丰富物源，但后期由于河道迁移或废弃导致能量衰退，具有河道的均质沉积到后期正向粒序的特征，其代表微相为废弃河道的砂坝沉积。

图3-14 自然电位测井曲线要素图

（2） 接触关系

砂层顶底曲线变化的形态，反映了砂体沉积初期、末期水动力能量和物源供应的变化速度，有突变式、渐变式两大类 （图3-14）：(1)突变式反映了上、下砂层之间存在沉积中断过程，如河道砂底部；(2)渐变式反映砂体的堆积连续过程，又细分为加速 （上凸形）、匀速及减速 （上凹形） 3类。

1） 顶部突变式代表了物源供应的突然中断。如当河道砂坝出露水面时，就不再接受沉积。又如风成砂丘末期，突然终止堆积而被泥岩层覆盖。

2） 底部突变式代表了前期沉积物遭受剥蚀和中止沉积过程，而后又开始接受沉积，如下部是泛滥平原上部为河道砂体。

由于水下河道常具有冲刷能力差，因此水下河道砂体的曲线表现为底部加速渐变式特征。

1） 底部匀速渐变式代表了季节性河道在洪水时期的沉积，或天然堤、漫滩的沉积特点。底部减速渐变式说明了砂体在沉积初期物源供应不足，岸外砂坝具有这种曲线特点。

2） (1)顶部加速渐变式代表了水流能量在后期急剧减退或物源供应的迅速减少，如废弃河道砂；(2)顶部匀速渐变式代表了匀速的能量减退过程，是河道侧积作用形成的点砂坝顶部的曲线特征；(3)顶部减速渐变式代表了能量和物源供应在后期缓速减退，水下河道砂的顶部具有这种曲线特点。

（3） 曲线光滑程度

属于曲线形态的次一级变化。曲线光滑程度既反映了物源的丰富程度，也反映了水动力能量的强弱。可分为光滑、微齿、齿化3级。光滑曲线代表了在物源丰富和水动力作用强的条件下，被充分淘洗后的均质沉积，如滩砂。微齿代表了物源充分但改造不彻底的沉积 （如河道砂），也可以代表河流季节性流量变化引起碎屑颗粒粗细间互变化的特点。齿化则代表了间歇性沉积的叠加，如冲积扇辫状河道沉积。

（4） 齿中线

齿中线系指曲线形态上次一级齿的中线。当齿的形态一致时，齿中线相互平行，它反映能量的周期变化。平行齿中线又可分水平平行、上倾平行及下倾平行3类。水平平行式代表滩砂、堤岸砂及席状砂加积式的沉积特点。上倾平行式为一组反向齿形的组合，代表多期的水道末梢前积式沉积的组合特征。下倾平行式是一组正向齿形的组合，代表正粒序的韵律沉积，如水下冲积扇根部具有递变层理的多期岩层组合。

当齿的形态不一致时，齿中线将相交。相交类型的齿中线可分外收敛和内收敛两类。外收敛指齿中线相交于曲线的外侧 （左），如岸外砂坝，它反映了砂层前积特点，底部齿中线倾斜平缓或接近水平，向上倾斜逐渐加大。齿中线交于曲线内侧 （右） 者称为内收敛，底部齿中线下倾，中部齿中线水平，到上部齿中线上倾，反映水流能量向上变小，说明是由初期冲刷的滞留沉积、中期较均质的河道砂沉积及露出水面前充填式堆积的3个阶段组成，例如河道砂坝就具有这种特点。

（5） 多层曲线的幅度组合形式

多层曲线的幅度组合形式，指多层幅度的包络线形态。包络线形态反映多层砂体在沉积过程中能量的变化及其变化速率。据包络线的形态可分为加积式、后积式及前积式3类。后积式与前积式又可以细分为加速、匀速及减速式3个亚类，以反映同类环境下的多层砂体沉积速度的变化。

图3-15为我国陆相地层主要沉积相自然电位曲线组合特征。应当指出，相同的曲线特征可以是不同沉积环境的反映。因而测井曲线的解释不能孤立进行，必须结合岩心观察和分析化验资料来识别沉积相和沉积环境。

图3-15 陆相沉积中各类沉积相自然电位曲线特征

6. 古水流倾角测井分析

地质上研究古水流的方法很多，野外测量沉积构造前积纹层的倾角是最直观、最准确的方法。倾角测井能够反映沉积构造信息、准确计算层理倾向、倾角。因此，对于地下地质研究，利用倾角资料分析古水流是最重要的方法。有两种方式确定古水流方向：一是利用倾角测井微细处理成果图，统计目的段内所有纹层倾向，取其主要方向代表古水流（全方位频率统计法）；二是统计目的层段内所有蓝模式矢量的方向，取其主要方向代表古水流。

经常使用施密特图来表示地层倾角测井资料统计分布特征。施密特图是一种极坐标图，从极坐标的顶部开始，规定倾向方位角为上北、下南、右东、左西共分为360°。倾角的标度由同心圆组成，以中心为0°，每10°画一个同心圆，最外面一个圆为90°。将给定井段内各点的倾角与倾向标在图上，就会发现它们往往形成一个或几个集中区。集中区的方位即为古流向。

图3-16是塔中8井2850～3140m纹层倾向、倾角的施密特图，纹层倾向绝大部分为NNW向，极少量为NNE向，反映为单向水流。

图3-16 塔中8井纹层产状的施密特图

7. 微相-测井相解释图版

在岩心观察与描述的基础上，结合分析化验及测井资料进行单井相分析，划分相、亚相、微相，编制单井相分析综合柱状图。在此基础上，对各微相测井曲线特征进行比较，找出它们之间的关系。要注意的是同一微相由于所处微相部位不同，其测井曲线形态也不一样。最后建立微相-测井相图版，作为平面和单井微相划分的依据。

图3-17是通过对扶余油田扶73块扶余油层检15和东13-7.2.1两口取心井沉积微相分析，总结全区的14个沉积微相的测井相要素特征。典型微相类型说明如下：

图3-17 扶余油田扶73区块扶余油层测井微相模式图

◎分流河道微相：总体为极高幅度、高幅差光滑-微齿 （齿中线平缓） 箱形 （或钟形），中厚层 （>4m）。底部突变，顶部渐变。

随着沉积位置由分流河道主体向边部移动，光滑-微齿的箱形 （或钟形） 的电测曲线特征逐步向多个次级正韵律构成正旋回包络线过渡，直至分流河道消失。

◎天然堤微相：中幅度、中幅差齿化箱形，中层 （2～4m）。顶底突变或渐变接触。自然伽马曲线为泥岩基线上的不规则锯齿形。

◎溢岸薄层砂微相：中幅度、中幅差单指状或指状互层，极薄层 （<2m）。顶、底突变特征。

◎决口扇微相：为中幅度扁钟形，薄层 （<2m）。底部突变，顶部突变-渐变特征。垂向位置高于废弃河道。

◎废弃河道微相：总体为高幅度、中幅差齿化或微齿化钟型，中厚层。底部突变，顶部渐变。

◎分流间泥微相：为低幅，直线形或直线夹刺刀形特征。

◎河口坝微相：自然伽马呈漏斗形，曲线幅度小于分流河道沉积。顶部为突变，底部为渐变。下部曲线齿状明显，向上光滑。电阻率向上变大。

◎席状砂微相：自然伽马在泥岩基线上出现幅度不大的齿形漏斗状或指状曲线，可为多个叠加的复合型。电阻率曲线为刺刀状，中幅度、中幅差单指或极扁漏斗或极扁钟形，表现为极薄-薄层特征。

③ 断层启闭性量化评价

断层在油气的运移过程中既可能起通道作用，也可能起封堵作用。断层的启闭性指断层在垂向上和侧向上开启和封闭的能力，当断层开启时一般可以作为油气侧向和垂向运移的通道，而当断层封闭时则可以作为油气运移的遮挡面，使油气在其附近聚集。断层在油气的运移过程中是起通道作用还是起封堵作用受多种地质因素的控制，如断层的走向、埋深、断距、倾角、错断地层剖面的岩性、力学性质、断层两侧地层对接情况、断层带填充物的物质组成、构造应力的大小与方向、流体性质和温压系统等（鲁兵，1996；赵密福，2001）。对于断层启闭性的定量表征，目前仍处于探索阶段。本次研究重点通过东营凹陷油气藏与断层要素的统计关系，分析主控要素，建立断层连通性量化评价模型（Allan，1989；Gibson，1994；Hindle，1997；Yielding，1997）。

（一）断层结构类型

断裂在油气运聚与成藏中的作用具有双重性，其既可为油气由深部向浅部运移提供快捷通道，又可为油气聚集成藏提供封堵条件。断裂带什么时候表现为封堵，什么时候又表现为输导，其输导性和封堵性的差异性又受到哪些因素的控制，这些问题一直是石油地质研究领域的热点和难点。

断裂带可理解为多条断裂组合结构或单条断裂内部结构，断裂构造是地壳广泛发育的基本构造类型，是岩层或岩体在应力作用下沿破裂面发生明显位移的构造变形现象，它既可以呈一条或多条交错的破裂面（或滑动面）的形式出现，也可呈宽度不一的断裂带形式存在。我国目前已知的多数含油气盆地内的含油气构造都伴生发育大量断层，且多数以断裂带的形式出现（樊计昌等，2007）。

国内外学者通过大量野外观察发现，断层多以断裂带的形式出现，具有复杂的内部结构。国外学者常将其分为断层核部（Fault core）或断层岩带（Fault rock）和外围的破裂带（Damage zone），破裂带又可细分为内带（Inner zone）和外带（Outer zone）。国内学者多将其分为破碎带和诱导裂缝带（或高裂缝带）。笔者在前人研究的基础上，结合野外及岩心观察，简要地将断裂带划分为滑动破碎带和诱导裂缝带等主要结构单元（图3-48）。

图3-48 断裂带内部结构模式

滑动破碎带位于断裂带的中心部位，表现为复杂的、成组的、交叉排列的断层滑动面和相应断层体的组合，以发育断层岩和伴生裂隙为主要特征，它消耗了断裂发育释放的大部分能量，集中了断裂带的大部分变形。断层岩及断层泥由原岩的碎粉和碎砾组成，呈条带状或透镜状平行于断层面展布，带宽由几毫米至数十米不等；断层角砾的碎块大小不一，排列杂乱无章，角砾碎块多带有棱角，但有时因挤压、滚动而圆化（如扭应力作用下），并有粗略的定向排列（如压性应力作用下），还可有裂缝和压扁现象，但仍保持原岩的岩性特征。Sibson（1977，1983）依据断层岩的成因机制，将其分为不具有线理和面理结构的碎裂岩系列（“弹性—摩擦”产物）和具有线理和面理结构的糜棱岩系列（“准塑性”产物），又依据岩石的固结程度，将断层岩分为浅部不具粘结力的断层角砾、断层泥和深部具有粘结力的碎裂岩、糜棱岩（林爱明，1996）。

诱导裂缝带主要分布于断裂两侧有限区域或断层末端应力释放区，以断裂伴生的低级别及多次序裂隙发育为特征，岩石保留了原来母岩的基本特征，仅被纵横交错的裂缝切割。裂缝属于断裂派生的低级别破裂面，它的分布是由断层活动引起的次级构造应力场与岩石力学性质所决定的，其发育特征与局部受力方式和强度、各层段的岩石力学性质密切相关，其性质既有压性的，也有扭性和张性的。

断裂带内部物质结构及裂缝发育程度等方面的不同，必然导致断裂带内部各结构单元的物性差异。国内外学者通过实验对断裂带内部各结构单元的岩石样品的封闭能力进行了大量测定（罗群等，2007），结果表明：滑动破碎带由于断层岩及断层泥的发育，导致渗透率降低，具有比原岩更好的封闭性；而诱导裂缝带由于裂隙的广泛发育，渗透率要高于原岩，封闭能力差，且上盘裂缝带的渗透率要远远好于下盘。

断裂带内部滑动破碎带和诱导裂缝带的物性差异在测井响应中有明显的显示。以济阳坳陷钻遇临商断裂的临95井为例，滑动破碎带声波时差值偏小，且相对稳定，补偿中子测井值偏小，密度测井值偏大；诱导裂缝带声波时差曲线产生周波跳跃现象或声波时差值增大，密度测井值整体偏小，且曲线呈窄尖峰状显示，补偿中子测井值偏大，电阻率测井曲线一般显示为视电阻率低值。

因此，一个完整的断裂带通常是由位于断裂中心的低渗透性滑动破碎带和位于两侧的高渗透性的上、下盘诱导裂缝带3个结构单元组成，而不是一个简单的面。

受各种地质因素的控制，断裂带存在多种结构组合类型，不同的组成结构单元对流体具有不同的输导和封堵能力，导致其在油气运聚过程中所扮演“角色”的双重性和变化性。在研究中，根据断移地层力学性质、断层活动强度并结合实际典型剖面对断裂带内部结构模式进行归纳总结（图3-49）。

图3-49 断裂带内部结构模式及其对油气的影响

根据断裂带内部结构单元的发育特征，可将断裂带划分为三类八种结构模式。

1.一元型结构模式

一元型结构是指断裂带主要由一种结构单元组成，即由一个滑动破碎带（面）或一个诱导裂缝带组成。

诱导裂缝带一元型：脆性地层中，断裂发育初期，地层受应力作用，但活动性弱、断距较小，断层两盘地层未经受充足的摩擦，难以形成滑动破碎带，整个断裂带仅由大量的微裂隙组成。这种断裂带结构模式中大量错综复杂、相互交错的微裂隙连通性较好，为油气侧向和垂向运移提供了通道（图3-50）。

图3-50 诱导裂缝带一元型断层结构模式

滑动破碎带（面）一元型：塑性－半塑性地层中，断裂形成时，断层活动较弱，受岩性等因素影响仅使得两盘地层拉开一定的空间，未形成诱导裂缝带，而这些拉开的空间很快又被泥岩等塑性物质或上覆松散沉积物充填。或断层发育在塑性地层中，当形成主破裂面之后，断层顺着这个面产生滑距，形成主滑动面。这两种情况使得整个断裂带呈垂向和侧向封闭（图3-51）。

图3-51 滑动破碎带（面）一元型断层结构模式

2.二元型结构模式

半脆性－脆性地层中，断裂形成时，断距较大，形成滑动破碎带（面）和诱导裂缝带。受两盘岩性差异影响，断裂一盘诱导裂缝发育（通常为主动盘），而另一盘不发育，整个断裂带为滑动破碎带（面）和上盘诱导裂缝带（正断层）组成。由于滑动破碎带（面）的差渗透性和诱导裂缝带的高渗透性，整个断裂带对油气呈上盘垂向输导，侧向封闭（图3-52）。

3.三元型结构模式

断裂发育成熟期，断距大，断裂带结构发育完整，由滑动破碎带和两侧的诱导裂缝带组成。由于滑动破碎带和诱导裂缝带的孔、渗差异，以及滑动破碎带是否闭合（或被泥质充填、矿物胶结），使得整个断裂带对油气存在输导、封堵的差异。在断裂带三元型结构发育且滑动破碎带未闭合的情况下，滑动破碎带拉开的优势裂隙、断裂空腔在整个断裂带中孔、渗性最好，是油气运移的优势通道（图3-53a）。当滑动破碎带被泥质充填或后期矿物胶结时，滑动破碎带的优势空间被封堵，滑动破碎带对油气起封堵作用，而诱导裂缝带对油气主要起垂向输导作用（图3-53b），当诱导裂缝被充填胶结，则整个断裂带对油气起封堵作用（图3-53c）。

图3-52 二元型断层结构模式

图3-53 三元型断层结构模式

（二）断层启闭性定量评价

1.断层启闭性影响因素分析

选取东营凹陷南坡王家岗地区做为典型解剖区块。王家岗地区油气平面分布受到构造和断层双重作用的控制（图3-54），总体上沿着两个鼻状构造带呈“V”字形分布。其中沙二与沙四层段的含油面积较大，占了总含油面积的三分之二以上，主要分布在盆倾断层较发育的中北部地区，而其他小面积的含油区块分布在王家岗油田的南部和西部边缘反向断层发育的区域。在王家岗地区选取并制作过主断层和含油气区的13条油藏剖面，对油气藏进行了细致的解剖，分别对断层与地层组合、岩性配置、断层几何要素、断层带泥岩含量等多种因素对断层启闭性影响，进行了较为深入的探讨。分析表明，单要素仅在某个方面对断层的启闭性有所影响，然而在现实情况下，断层的启闭性是受多种因素的控制，任何单一因素对于断层启闭性的影响都是有限的。

图3-54 王家岗地区断裂系统分布图（T₆构造层）

根据以上对断层封闭性的研究分析，工作中统计判别30条断层不同部位连通油气的情况，分析断层12个地质参数（共6400个数据点）与其连通性的关系，从地质研究可操作性的角度，在众多的参数中筛选合适的参数来标志地层的启闭特征，可将影响断层启闭性的主要因素归纳为以下几个方面：泥岩地层流体压力、断面正应力及断层带泥岩涂抹因子。

1）泥岩地层流体压力

在断层活动与流体压力的耦合过程中，总是存在着流体压力积累－有效应力降低－岩石强度降低－破裂发生－流体运移－流体压力降低这样基本的动力学演变历程。但由于断层开启的时间相对很短，其开启时能够释放的压力只是砂岩内的异常压力，而在泥岩中的压力基本保持不变。这样在主要油气成藏期距今时间不长的情况下，可以用现今泥岩内的压力来预测断层的开启状态。

2）断面正应力

断面的紧闭程度是影响断层垂向开启与否的关键因素之一，如果断面紧闭，断层垂向封闭性好，油气难以沿断面作垂向运移；否则，断层开启，断层可作为油气运移的通道（吕延防等，2003）。断面的紧闭程度通常取决于断面所受正压力大小，较大的正压力使得地层面两侧地层在断层活动过程中趋于变形，减小了断层面的孔隙，甚至导致断层裂缝闭合（Harding,1989）。断面正应力的大小主要取决于断面倾角、埋深、走向、构造应力的大小和方向，以及地下岩石和流体的密度等因素。

3）断层带泥岩涂抹因子

断层两盘多以“带”接触，此时断裂填充物中泥质含量大小是影响断层在垂向和侧向上输导性的最主要因素，断裂带内的泥质含量越高，其孔渗性越差，排替压力越高，发生油气运移的可能性越小。Yielding等（1997）定义的断层涂抹因子（SGR）——断层位移段内泥岩厚度之和与断距之比，更适用于厚的非均质的碎屑岩地层，是反映断裂启闭能力的较为理想评价参数之一。

2.断层启闭性定量评价

根据前人对断层封闭性的研究分析，可将影响断层启闭性的主要因素归纳为以下几个方面：泥岩地层流体压力、断面正应力及排替压力。其中，排替压力一般由压汞实验获得。而在实际操作过程中，由于受断层取心资料的限制，很难直接运用实验法获得断层岩的排替压力。但是，由于济阳坳陷大多数断层岩是由常规沉积的砂岩和泥岩地层构建而成的，因此可以通过间接分析常规沉积地层岩石的排替压力与其主要控制因素之间关系，建立排替压力和主控因素之间的定量评价关系，从另一个角度来预测断层排替压力。

济阳坳陷东营凹陷牛庄王家岗地区选取不同埋深、不同泥质含量的常规沉积岩样品进行压汞实验测试。将泥质含量划分为四个级别：泥质含量＜25%的砂岩类，泥质含量25%～50%的泥质砂岩类，泥质含量在50%～75%的砂质泥岩类，泥质含量＞75%的泥岩类，利用压汞测试法分别对不同级别的岩石进行排替压力的测试。根据测试结果，分别绘制不同泥质含量排替压力与埋深关系图（图3-55），可以看出，不同的泥质含量的岩石排替压力和埋深都有很好的正相关性，岩石的埋深越大，其排替压力也越大。根据图版只要是知道了岩石某一点的埋深和泥质含量，就可以从该图版上找到相应的排替压力的预测公式，利用预测公式可以计算出相应的岩石排替压力。某一点处断层岩排替压力的预测可以参照该图版求得。

图3-55 断层岩排替压力预测图版

为了更科学地研究断层的启闭性，提出一个断层连通概率的概念，实现建立一个能够综合上述三个重要参数的断层启闭系数；利用能够表明断层垂向上连通性的标志，在断层面上逐点分析，统计出不同断层启闭系数值条件下的断层连通概率（ZHANG Li-kuan，等，2010）。

1）断层启闭系数

断层的启闭性主要受三个因素的影响，即流体压力、断面正应力、断层的排替压力，据此可以引入一个参数“断层启闭系数(C)”来表征断层面的启闭能力：

成熟探区油气精细勘探理论与实践

式中，C为断层启闭系数；P、δ、SGR分别为地层流体压力、断面正应力、断层泥比率，三个参数做均一化处理后得到的参数值，均为无量纲，式3-2中断层启闭系数C与断裂两侧泥岩层内的流体压力成正比，与断面所承受的正应力成反比，与断层泥比率成反比。一般来说，C值越大，断层开启的可能性越高。运用式3-2可以通过地质与地震等方面的资料求得不同断层的断层面各点位置的启闭系数。

2）断层启闭系数与断层连通性的关系模型

断层启闭系数只能表明断层上某一点在断层活动期间开启而形成流体连通条件的趋势，相对于研究地区的地质情况，这种趋势有多大，又是如何变化的，需要通过实际资料的统计分析，建立起断层启闭系数与实际流体连通性间的关系。此外，研究中只将各种因素的影响归纳为三个定量评价参数，因而求取的启闭系数值并不能完整描述断层的流体连通性。因此采用地质统计学的方法并选择了油气勘探程度相对较高的王家岗断裂带进行断层启闭性研究，采用钻井中测试的油显示作为判别断层启闭性的标志来建立两者关系。

为使对断层启闭性的描述有意义，研究中选择两盘钻井相对较多的断层段研究断层连通性，根据断层上下盘含油气情况来判断断层连通性（图3-56）。

图3-56 断层启闭性判识方法示意图

3）连通概率模型建立

本次研究中，选取了王家岗地区过主要控烃断层的十个典型油气藏剖面进行了解剖，求取断面各输导元节点处的埋深、断距、断面倾角、断层走向与最大主应力夹角等参数，然后综合钻井和地应力测试资料，计算泥岩涂抹因子、泥岩流体压力和断面正应力。最大压应力大小依据前人的研究结果将王家岗地区的最大主压应力方向定为NE70°（万天丰，1993，2002）。依据式3-2求取各节点的启闭系数值，并按照前述的判别方法定性判断相应的启闭特征。

统计不同启闭系数区间内连通样本占总样本数的百分比，即连通概率与启闭系数的关系（图3-57)。图中所示的统计结果可利用连通概率数学模型表示为：

成熟探区油气精细勘探理论与实践

式中，f为断层连通概率；C为启闭系数。

由式3-3可知二者相关关系明显：当C值在0.75～3.5之间时，二者关系可表达为一个二次多项式，而当C值大于3.5时，连通概率恒等于1，表明断层都开启。

图3-57 断层连通概率统计图

④ 自然电位测井

自然电位测井是沿井身测量岩层或矿体在天然条件下产生的电场电位变化的一种测井方法。自然电位测井诞生于1931年，是世界上最早使用的测井方法之一，测量简便且实用意义很大，所以至今依然广泛应用。

在生产实践中人们发现，将一个测量电极放入裸眼井中并在井内移动，在没有人工供电的情况下，仍能测量到电场电位变化。这个电位是自然产生的，所以称为自然电位。

1.1.1 井中自然电位的产生

研究表明，井中自然电位包括扩散电位、扩散吸附电位、过滤电位和氧化还原电位等几种。钻井泥浆滤液和地层水的矿化度(或浓度)一般是不相同的，两种不同矿化度的溶液在井壁附近接触产生电化学过程，结果产生扩散电位和扩散吸附电位;当泥浆柱与地层之间存在压力差时，地层孔隙中产生过滤作用，从而产生过滤电位;金属矿含量高的地层具有氧化还原电位。

在石油井中，自然电位主要由扩散电位和扩散吸附电位组成。

1.1.1.1 扩散电位

首先做一个电化学实验，实验装置如图1.1.1所示。用一个渗透性隔膜将一个玻璃缸分隔成左右两部分，分别往玻璃缸两边注入浓度不同的NaCl溶液(浓度分别为C_w和C_m，且C_w>C_m)，然后在两种溶液中各插入一个电极，用导线将这两个电极和一个电压表串联起来，我们可以观察到电压表指针发生偏转。

玻璃缸左右两边溶液的浓度不同，那么高浓度溶液中的离子受渗透压的作用要穿过渗透性隔膜迁移到低浓度溶液中去，这种现象称为扩散现象。对于NaCl溶液来说，由于Cl^－的迁移率大于Na⁺的迁移率，因此低浓度溶液中的Cl^－相对增多，形成负电荷的富集，高浓度溶液中的Na⁺相对增多，形成正电荷的富集。于是，在两种不同浓度的溶液间能够测量到电位差。虽然离子继续扩散，但是Cl^－受到高浓度溶液中的正电荷吸引和低浓度溶液中的负电荷排斥作用，其迁移率减慢;Na⁺则迁移率加快，因而使两侧的电荷富集速度减慢。当正、负离子的迁移率相同时，电动势不再增加，但离子的扩散作用还在进行，这种状态称为动态平衡。此时接触面处的电动势称为扩散电动势或扩散电位。

图1.1.1 扩散电位产生示意图

在砂泥岩剖面井中，纯砂岩井段泥浆滤液和地层水在井壁附近相接触，如果二者的浓度不同，就会产生离子扩散作用。假设泥浆滤液和地层水只含NaCl，应用电化学知识，可由Nernst方程求出井壁上产生的扩散电位:

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式中:E_d为扩散电位，mV;l₊、l_－分别为正、负离子迁移率，S/(m·N);R为摩尔气体常数，等于8.313J/(mol·K);T为热力学温度，K;F为法拉第常数，等于96500C/mol;C_w、C_mf分别为地层水和泥浆滤液的NaCl质量浓度，g/L。

在溶液浓度比较低的情况下，溶液的电阻率与其浓度成反比，因此，式(1.1.1)可改写为:

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式中:R_w、R_mf分别为地层水和泥浆滤液的电阻率，Ω·m。令:

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称K_d为扩散电位系数，mV。则式(1.1.2)可简写为:

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利用式(1.1.3)可以计算溶液的K_d值。当温度为18℃时，NaCl溶液的K_d值为－11.6mV。

通常情况下，地层水的含盐浓度大于泥浆滤液的含盐浓度，即C_w>C_mf，因此扩散结果是地层水中富集正电荷，泥浆中富集负电荷。

1.1.1.2 扩散吸附电位

如果用泥岩隔膜替换上述实验中的渗透性隔膜，而不改变其他条件，重新进行实验，会出现什么现象呢?通过观察，发现电压表指针朝相反方向偏转，表明浓度大的一侧富集了负电荷，而浓度小的一侧富集了正电荷(图1.1.2)。

图1.1.2 扩散吸附电位产生示意图

用泥岩隔膜将两种不同浓度的NaCl溶液分开，两种溶液在此接触面处产生离子扩散，扩散总是从浓度大的一方向浓度小的一方进行。由于黏土矿物表面具有选择吸附负离子的能力，因此当浓度不同的NaCl溶液扩散时，黏土矿物颗粒表面吸附Cl^－，使其扩散受到牵制，只有Na⁺可以在地层水中自由移动，从而导致电位差的产生。这样就在泥岩隔膜处形成了扩散吸附电位。

在砂泥岩剖面井中，泥岩井段泥浆滤液和地层水在井壁附近相接触，产生的扩散吸附电位可以表示为:

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式中:称K_da为扩散吸附电位系数，它与岩层的泥质阳离子交换能力Q_v有关。在Q_v接近极限值的情况下，岩石孔隙中只有正离子参加扩散，可看作Cl^－的迁移率为零，因此由式(1.1.3)得到K_da:

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在溶液浓度比较低的情况下，式(1.1.5)可改写为:

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1.1.1.3 过滤电位

溶液通过毛细管时，毛细管壁吸附负离子，使溶液中正离子相对增多。正离子在压力差的作用下，随同溶液向压力低的一端移动，因此在毛细管两端富集不同符号的离子，压力低的一方带正电、压力高的一方带负电，于是产生电位差，如图1.1.3所示。

图1.1.3 过滤电位形成示意图

岩石颗粒与颗粒之间有很多孔隙，它们彼此连通，形成很细的孔道，相当于上述的毛细管。在钻井过程中，为了防止井喷，通常使泥浆柱压力略大于地层压力。在压力差的作用下，泥浆滤液向地层中渗入。由于岩石颗粒的选择吸附性，孔道壁上吸附泥浆滤液中的负离子，仅正离子随着泥浆滤液向地层中移动，这样在井壁附近聚集大量负离子，在地层内部富集大量正离子，从而产生电位差，这就是过滤电位。根据Helmholz理论，可以得出估算过滤电位的表达式:

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一般认为，在泥饼形成之前，当泥浆柱与地层之间压力差很大时，才能产生较大的过滤电位。由于油井泥浆柱与地层之间压力差不是很大，而且在测井时已形成泥饼，泥饼几乎是不渗透的，上述压力差降落在泥饼上，因此Eφ常忽略不计。

1.1.1.4 氧化还原电位

由于岩体的不均匀性，当它与泥浆接触而发生化学反应时，某一部分会因失去电子而呈正极性，另一部分则会因得到电子而显负极性，因此，二者之间便产生电位差，称为氧化还原电位。氧化还原电位仅产生于电子导电的固相矿体中，例如煤层和金属矿。沉积岩中基本没有氧化还原电位。

1.1.2 自然电位测井原理与曲线特征

1.1.2.1 自然电位测井原理

自然电位测井使用一对测量电极，用M、N表示，见图1.1.4。测井时，将测量电极N放在地面，电极M用电缆送至井下，沿井轴提升电极M测量自然电位随井深的变化，所记录的自然电位随井深的变化曲线叫自然电位测井曲线，通常用SP表示。

自然电位测井极少单独进行，而是与其他测井方法同时测量。例如，自然电位测井可以和电阻率测井同时测量。

1.1.2.2 井中自然电场分布与自然电位幅度的计算

以砂泥岩剖面井为例来说明井中自然电场分布特征。通常情况下，钻井过程中采用淡水泥浆钻进，泥浆滤液的浓度往往低于地层水的浓度。此时，在砂岩层段井内富集有负电荷，而在泥岩层段井内富集正电荷。由扩散电位和扩散吸附电位形成的自然电场分布如图1.1.5所示。

图1.1.4 自然电位测井原理图

图1.1.5 井中自然电场分布示意图

在砂岩和泥岩接触面附近，自然电位与E_d和E_da都有关系，其幅度可由图1.1.6(a)所示的等效电路求得。在此等效电路中，E_d和E_da是相互叠加的，这就是在相当厚的砂岩和泥岩接触面处的自然电位幅度基本上是产生自然电场的总电位E_总的原因，其值为:

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式中:K为自然电位系数，mV。通常把E_总称为静自然电位(SSP)，运算时写为U_SSP。此时E_d的幅度称为砂岩线，E_da的幅度称为泥岩线。

为了使用方便，实际自然电位测井曲线不设绝对零线，而是以大段泥岩对应的自然电位曲线作为其相对基线(即零线)。这样，巨厚的纯砂岩部分的自然电位幅度就是静自然电位值U_SSP。而实际上，在井中所寻找的砂岩储集层大部分是夹在泥岩层中的有限厚的砂岩，如图1.1.6(b)所示。此时，砂岩层处的自然电位异常幅度不等于SSP，用ΔU_SP表示。假设自然电流I所流经的泥浆、砂岩、泥岩各段等效电阻分别是r_m、r_sd、r_sh，由Kirchhoff定律得:

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所以，自然电流为:

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图1.1.6 计算U_SSP、ΔU_SP值的等效电路图

电阻r_m上的电位降，即ΔU_SP=Ir_m，从而得到:

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整理得:

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对于巨厚层，砂岩和泥岩层的截面积比井的截面积大得多，所以r_mr_sd，r_mr_sh，因此ΔU_SP≈U_SSP。而对于一般有限厚地层则ΔU_SP<U_SSP。

1.1.2.3 自然电位测井曲线特征

针对目的层为纯砂岩、上下围岩为泥岩的地层模型，计算得到一组自然电位理论曲线，如图1.1.7所示，它是一组曲线号码为 (地层厚度/井径)的ΔU_SP/U_SSP随深度变化的关系曲线。

理论曲线具有以下特点:曲线相对于地层中点对称;厚地层(h>4d，d为井径)的自然电位曲线幅度值近似等于静自然电位，且曲线的半幅点深度正对着地层界面深度，参见曲线号码 的曲线，与横坐标ΔU_SP/|U_SSP|=0.5的直线相交的两点(即半幅点)正好和对应地层的界面深度一致;随着地层厚度的变薄，对应界面的自然电位幅度值离开半幅点向曲线的峰值移动;地层中点取得曲线幅度的最大值，随着地层变薄极大值随之减小(ΔU_SP/|U_SSP|值接近零)，且曲线变得平缓。

实测曲线与理论曲线的特点基本相同，但由于测井时受井内环境及多方面因素的影响，实测曲线不如理论曲线规则。在早期的测井曲线图上，自然电位测井曲线没有绝对零点，而是以大段泥岩处的自然电位测井曲线作基线;曲线上方标有带极性符号(+，－)的横向比例尺，它与曲线的相对位置不影响自然电位幅度ΔU_SP的读数。自然电位幅度ΔU_SP的读数是基线到曲线异常极大值之间的宽度用横向比例尺换算出的毫伏数。现在采用计算机绘制测井曲线图，与其他常规测井曲线一样，自然电位测井曲线也具有左右刻度值，见图1.1.8。

图1.1.7 自然电位测井理论曲线

图1.1.8 自然电位测井曲线实例

在砂泥岩剖面井中，钻井一般用淡水泥浆(C_w>C_mf)，在砂岩渗透层井段自然电位测井曲线出现明显的负异常;在盐水泥浆井中(C_w<C_mf)，渗透层井段则会出现正异常。因此，自然电位测井曲线是识别渗透层的重要测井资料之一。

1.1.3 影响自然电位的因素

在砂泥岩剖面井中，自然电位曲线的幅度及特点主要决定于造成自然电场的总自然电位和自然电流的分布。总自然电位的大小取决于岩性、地层温度、地层水和泥浆中所含离子成分和泥浆滤液电阻率与地层水电阻率之比。自然电流的分布则决定于流经路径中介质的电阻率及地层的厚度和井径的大小。这些因素对自然电位幅度及曲线形状均有影响。

1.1.3.1地层水和泥浆滤液中含盐浓度比值的影响

地层水和泥浆滤液中含盐量的差异是造成自然电场中扩散电位E_d和扩散吸附电位E_da的基本原因。E_d和E_da的大小决定于地层水和泥浆滤液中含盐浓度比值 。以泥岩作基线，当C_w>C_mf时，砂岩层段则出现自然电位负异常;当C_w<C_mf时，则砂岩层段出现自然电位的正异常;当C_w=C_mf时，没有自然电位异常出现。C_w与C_mf的差别愈大，曲线异常愈大。

1.1.3.2岩性的影响

在砂泥岩剖面井中，以大段泥岩处的自然电位测井曲线作基线，在自然电位曲线上出现异常变化的多为砂质岩层。当目的层为较厚的纯砂岩时，它与围岩之间的总自然电位达到最大值，即静自然电位，此时在自然电位曲线上出现最大的负异常幅度。当目的层含有泥质(其他条件不变)时，总自然电位降低，因而曲线异常的幅度也随之减小。此外，部分泥岩的阳离子交换能力减弱时，会产生基线偏移，渗透层的自然电位异常幅度也会相对降低。

1.1.3.3温度的影响

同样岩性的岩层，由于埋藏深度不同，其温度是不同的，而K_d、K_da都与热力学温度成正比例，这就导致埋藏深度不同的同样岩性岩层的自然电位测井曲线上异常幅度有差异。为了研究温度对自然电位的影响程度，需计算出地层温度为t(℃)时的K_d或K_da值。为计算方便，先计算出18℃时的K_da值，然后用下式可计算出任何地层温度t(℃)时的K_da值:

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1.1.3.4 地层水和泥浆滤液中所含盐的性质的影响

泥浆滤液和地层水中所含盐类不同，则溶液中所含离子不同，不同离子的离子价和迁移率均有差异，直接影响K_d或K_da值。

在纯砂岩井段中，地层水中所含盐类改变时，K_d也随之改变，见表1.1.1。因此，不同溶质的溶液，即使在其他条件都相同的情况下，所产生的E_d值也有差异。

表1.1.1 18℃时几种盐溶液的K_d值

1.1.3.5 地层电阻率的影响

当地层较厚并且各部分介质的电阻率相差不大时，式(1.1.12)中的r_sd、r_sh与r_m相比小得多，此时对于纯砂岩来说ΔU_SP≈U_SSP。当地层电阻率增高时，r_sd、r_sh与r_m比较，则不能忽略，因此ΔU_SP<U_SSP。地层电阻率越高，ΔU_SP越低。根据这个特点可以定性分辨油、水层。

1.1.3.6 地层厚度的影响

从图1.1.7所示的自然电位理论曲线上可以看出，自然电位幅度ΔU_SP随地层厚度的变薄而降低，而且曲线变得平缓。由于地层厚度变薄后，自然电流经过地层的截面变小，式(1.1.12)中的r_sd增加，使得ΔU_SP与SSP差别加大。

1.1.3.7井径扩大和泥浆侵入的影响

井径扩大使井的截面加大，式(1.1.12)中r_m相应减小，因此ΔU_SP降低。

在有泥浆侵入的渗透层井段所测的自然电位幅度ΔU_SP比同样的渗透层没有泥浆侵入时所测得的ΔU_SP要低。这是由于泥浆侵入使地层水和泥浆滤液的接触面向地层内部推移的缘故，相当于产生自然电场的场源与测量电极M之间的距离加大，而测量的自然电位下降。侵入越深，测得的ΔU_SP越低。

1.1.4 自然电位测井的应用

自然电位测井是一种最常用的测井方法，有着广泛的用途。

1.1.4.1 划分渗透性岩层

一般将大段泥岩层的自然电位测井曲线作为泥岩基线，偏离泥岩基线的井段都可以认为是渗透性岩层。渗透性很差的地层，常称为致密层，其自然电位测井曲线接近泥岩基线或者曲线的幅度异常很小。

识别出渗透层后，可用自然电位测井曲线的半幅点来确定渗透层界面，进而计算出渗透层厚度。半幅点是指泥岩基线算起1/2幅度所在位置。对于岩性均匀、界面清楚、厚度满足 的渗透层，利用半幅点划分岩层界面是可信的。如果储集层厚度较小，自然电位测井曲线异常较小，利用半幅点求出的厚度将大于实际厚度，一般要与其他纵向分辨率较高的测井曲线一起来划分地层。

1.1.4.2 地层对比和研究沉积相

自然电位测井曲线常常作为单层划相、井间对比、绘制沉积体等值图的手段之一，这是因为它具有以下特点，见图1.1.9。

1)单层曲线形态能反映粒度分布和沉积能量变化的速率。如柱形表示粒度稳定，砂岩与泥岩突变接触;钟形表示粒度由粗到细，是水进的结果，顶部渐变接触，底部突变接触，漏斗形表示粒度由细到粗，是水退的结果，底部渐变接触，顶部突变接触;曲线光滑或齿化程度是沉积能量稳定或变化频繁程度的表示。这些都同一定沉积环境形成的沉积物相联系，可作为单层划相的标志之一。

2)多层曲线形态反映一个沉积单位的纵向沉积序列，可作为划分沉积亚相的标志之一。

3)自然电位测井曲线形态较简单，又很有地质特征，因而便于井间对比，研究砂体空间形态，后者是研究沉积相的重要依据之一。

4)自然电位测井曲线分层简单，便于计算砂泥岩厚度、一个沉积体的总厚度、沉积体内砂岩总厚度、沉积体的砂泥比等参数，按一个沉积体绘出等值图，也是研究沉积环境和沉积相的重要资料。如沉积体最厚的地方指出盆地中心，泥岩最厚的地方指出沉积中心，砂岩最厚和砂泥比最高的地方指出物源方向，沉积体的平面分布则指出沉积环境。

图1.1.9 自然电位测井曲线形态特征

1.1.4.3 确定地层水电阻率

在评价油气储集层时，需要用到地层电阻率资料。利用自然电位测井曲线确定地层水电阻率是常用的方法之一。

选择厚度较大的饱含水的纯砂岩层，读出自然电位幅度ΔU_SP，校正成静自然电位U_SSP，并根据泥浆资料确定泥浆滤液电阻率R_mf。对于低浓度的地层水和泥浆滤液来说，利用式(1.1.8)可以求出地层水电阻率R_w。在浓度较高的情况下，溶液的浓度与电阻率不是简单的线性反比例关系，此时可以引入“等效电阻率”的概念，即不论溶液浓度如何变化，溶液的等效电阻率与浓度之间保持线性反比例关系。式(1.1.8)可以改写为:

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式中:R_mfe为泥浆滤液等效电阻率，Ω·m;R_we为地层水等效电阻率，Ω·m。

利用上式可以求出地层水等效电阻率，再根据溶液电阻率与等效电阻率的关系图版可以求出地层水电阻率。

1.1.4.4 估算泥质含量

自然电位测井曲线常被用来估算砂泥岩地层中的泥质含量，估算方法有以下几种。

方法一。利用经验公式估算，当砂泥岩地层中所含泥质呈层状分布形成砂泥质交互层，且泥质层与砂质层的电阻率相等或差别不大时，地层的泥质含量可用下式求得:

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式中:U_PSP为含泥质砂岩的自然电位测井曲线幅度，mV。

方法二。利用岩心分析资料和数理统计方法，找出自然电位与泥质含量之间的关系，建立泥质含量计算模型，然后利用这种模型来求取泥质含量。该方法适合于具有较多岩心分析资料的地区。

1.1.4.5 判断水淹层

在油田开发过程中，常采用注水的方法来提高油气采收率。如果一口井的某个油层见到了注入水，则该层就叫水淹层。油层水淹后，自然电位测井曲线往往发生基线偏移，出现台阶，见图1.1.10。因此，常常根据基线偏移来判断水淹层，并根据偏移量的大小来估算水淹程度。

图1.1.10 水淹层自然电位测井曲线示意图

⑤ 计算泥质含量

目前泥质含量的计算还是采用从反映泥岩含量多少的测井曲线的手段获取。基本原理是认为泥岩的测井读数（GM AX）代表泥质含量为100%的测量结果，而纯砂岩岩石的测井读数（GMIN）代表泥岩含量为o时的测量结果，把两者差值作为泥质含量为100%时引起测井读数的变化，而每一资料点的测井值SHLG与CMIN的差值代表由这一资料点的泥质含量引起的测井读数变化^[44]。这一相对值即：

图4-6 泥质含量累计频率直方图

⑥ 泥质含量计算公式中砂层的自然伽马值怎么计算

确定Vsh 的方法： （1）自然伽玛法
Vsh‘=(GR-GRmin)/(GRmax-GRmin)
Vsh=(2^(GcuR*Vsh')-1)/((2^GcuR)-1)
式中，GRmin、GRmax分别是砂岩和泥岩层的自然伽马值，GCUR是与地层有关的经验系数，新地层（第三系地层）GCUR=3.7，老地层GCUR=2.0

⑦ 污泥含水率的标准测量方法

污泥含水率GB 24188-2009 城镇污水处理厂污泥泥质里面有标准，不超过80%，检测用深圳冠亚水分仪科技生产的SFY-50污泥含水率测定仪进行检测，不需要进行安装和调试，检测一个样品几分钟即可完成，没有消耗品，样品盘可以重复食用，同时可以检测污泥的固形物，能在不同的场合用于污泥含水率的检测，比如仓库、实验室或者污泥脱水现场等

⑧ 怎样检测机制砂石粉里的含泥量

先将型砂烘干（用红外线烘干仪），然后称量50克，倒入清洗杯中，加入适量的水反复冲洗虹吸。到水变清为止，然后把剩余物倒入烘干盘内烘干，再称量烘干后的重量。含泥量=50-剩余物烘干后的重量。
含泥量：指天然砂中粒径小于75微米的颗粒含量。

浅析砂含泥量对混凝土性能的影响砂是现代建筑施工中不可缺少的材料之一，亦是混凝土中重要的材料组成，随着日益加大的基础设施建设的投资，砂的用量日益增多。在建筑施工中砂浆混凝土的性能受到砂含泥量等质量指标的影响，在国家行业标准中均限制其含泥量泥块含量指标，但目前关于砂的含泥量在混凝土中的影响，尚无系。

随着机制砂需求量的增大，对机制砂标准也提出更高要求，机器机械研究所，着重考虑到机制砂的质量自动控制方面，加强对制砂机控制系统的研究工作。据机器研究所相关人士透漏，制砂机的自动控制系统，水泥生产工艺河南振动筛等制砂设备，主要由自动检测控制和反馈控制三部分组成。自动检测系统主要由取样机。

制砂机的技术运用与人工砂石的使用从上个世纪年代已经开始了，在经过了几十年技术的革新和实验，直到制砂设备还在不断的完善发展。目前，我国的制砂生产线设备技术已经大到了国际先进水平，并坚持不断的创新。郑州蓝海设备有限公司在建厂今余年始终坚持锐意进取的精神，不断加大科研投入，并研制出了优质的制砂。

砂石业同其它建材行业一样发展很快。现阶段，由于工程用砂量日益增多，导致天然采砂作业供应的砂石骨料很难满足市场的需求。而作为砂石生产线中的重要组成部分的制砂机，由于其在整个机制砂生产中的重要地位，所以其构件的稳固与耐用显得举足轻重。业界认为，制砂机对物料喷射起决定性作用的叶轮装置是其重要构件，其工作。

此外,各种筛分设备例如固定条筛辊轴筛振动筛等及螺旋分级机等也可用来进行洗矿。砂石洗选作业原理砂石洗选作业是用水力或机械力擦洗被粘土胶结或含泥较多的矿石,使矿石碎散,洗下矿石表面细泥并分离的过程。砂矿及氧化和风化程度较深矿石,在碎矿或选矿前,洗矿是必要的准备作业。砂石洗选可避免含泥矿物原料中的泥质物。

大于等于C的混凝土，砂的含泥量要求小于，;大体积混凝土小几何尺寸超过米，典型为基础底板，不论强度等级，砂的含泥量要求小于;现在天然砂比较容易超标，查处易，易反复发生，可常查常有案源，执法可持续性非常好!使用《工业产品质量责任条例》进行调整十四条生产经销企业违反本条例规定，有下列。

制砂设备制砂机的砂石骨料即建筑用砂石作为混凝土的主要成分约占混凝土比例的之多，在我国砂石作为混凝土骨架材料开采和消耗自然资源的的产品，产用量居世界。因此，砂石骨料问题仍是当前的主要问题。砂石骨料实际上是俗称的建筑用砂石，它主要用于工程基础制砂设备混凝土砂浆和相应制品。而这些砂石骨料。

无筛条设置，破碎水分含量高含泥量大的物料时不易堵塞;采用弹性调节机构，进入不可破碎物可自动排出，不会造成设备损坏;轴承水平布置，寿磁选机命长，可以破碎温度高的石灰石破碎机物料如水泥熟料;本机转子体结构独特，破碎物料时，转子体几乎不磨损;后腔体设置有丝杆或液压开启机构，不用起主设备，。

在这种情况下，如果有一种新产品代替河沙来满足当前市场的需求，将从根本上解决上述问题。有专家介绍，机制砂将成为，未来也将成为主流的用沙来源。保护生态环境势在必行随着近几年城镇化建设的进程加速，各种建设工程量的不断增加，传统资源河砂经过多年的开采，资源日渐枯竭，河道千疮百孔。为保护当地的生态环境免。

干法制砂，节能环保，含粉量采用变频器控制，可方便保证常态含粉量在，具备针片状含量控制技术级配调整控制技术石粉含量控制技术机制砂含水率控制技术的独特技术，其中，级配调整控制技术为目前世界上进的技术，低能耗超耐磨。顶好文超赞枪文忽悠激动搞笑版权声明为了保护知识产权，保障着作人权。

因此，在国标中，机制砂的石粉含量根据配制混凝土的强度等级比天然砂含泥量相对放宽。为防止机制砂在开采加工过程中因各种因素掺入过量的泥土，而这又是目测验和传统含泥量试验所不能区分的，标准特别规定了测机制砂石粉含量必须进行亚甲蓝值的检验，亚甲蓝值的检验是专门用于检测小于μ的物质主要是石粉还是。

在混凝土材料设计中，水泥选用标号的普通硅酸盐水泥，河砂的细度模数为，河砂含泥量，其表观密度为，机制砂的细度模数为，其中石粉含量，其表观密度为，由于在机制砂中石粉含量相对较高，同时由于机制砂形状不规则，为了避免对混凝土流动性造成影响，在混凝土配置过程中添加高性能减水剂。

随着需求的不断增长制砂机价格也随着不断上涨。制砂机生产厂家也如雨后春笋般冒了出来。豫弘重工为您分析哪些矿石性质影响制砂机制砂生产效率一制砂给料的含泥量及粒度组成。制砂给料中含泥量或细粒级愈多，矿浆黏度愈大，则矿粒在矿浆中的沉降速度愈小，溢流产物的粒度愈粗;在这种情况下，为保证获得合乎要求的溢流。

人工机制砂设备和工艺技术是控制人工砂质量和生产成本的关键因素。以棒磨式制砂机为制砂设备的工艺方法，一直在我国水利工程人工机制砂领域占主导地位。棒磨式制砂机，一次性投资大，设备运行成本高，且制砂过程产生大量污水需要处理，容易对环境产生污染。随着制砂设备和工艺技术的发展，以"石打石"制砂机为代表的新一代制。

我了解的砂浆试用河砂配制的，现在用机制砂不知道效果怎么样。对此方面了解的仁兄请告知一二。我了解的砂浆试用河砂配制的，现在用机制砂不知道效果怎么样。对此方面了解的仁兄请告知一二。机制砂由于颗粒分布均匀，含泥量少，所以用在粘结剂中，反而数据会很不错，有的数据比用河砂还要好缺点也明显，是颗粒没有河砂圆。

对于岩石强度与吸水率的大小变化与岩石埋藏深度关系不太明显没有明显的强弱风化层之分,出露岩性和深埋岩性接近,采石场的质量控制主要是对溶洞和夹泥层地带含泥量的控制。例如石灰岩地区主要化学成份是CO风化物容易流失,因此石灰岩地区多见溶洞溶沟岩石出露,形成"喀斯特"现象。如光照水电站基地料场采石场,工程区岩。

颗粒级配应良好。级配砂石材料，不得含有草根树叶塑料袋等有机杂物及垃圾。用做排水固结地基时，含泥量不宜超过。碎石或卵石粒径不得大于垫层或虚铺厚度的，并不宜大于。主要机具一般应备有木夯蛙式或柴油打夯机推土机压路机~手推车平头铁锹喷水用胶管靠尺小线或细铅。

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⑨ 自然伽马测井

自然伽马测井是在井中测量岩层中自然存在的放射性核素在衰变过程中放射出来的伽马射线的强度，来研究地质问题的一种测井方法。这种测井方法用于探测和评价放射性矿藏，如钾矿和铀矿，在油气勘探与开发中也广为应用，用以划分岩性，估算岩层泥质含量、地层对比等。

3.1.1 自然伽马测井的核物理基础

3.1.1.1 核衰变及其放射性

(1)放射性核素

原子是由原子核及核外电子层组成的一种很微小的粒子。原子核更小，由中子和质子组成。原子核中具有一定数量的质子和中子，在同一能态上的同类原子称为核素，同一核素的原子核中质子数和中子数都相等。原子核中质子数相同而中子数不同的核素称为同位素，它们具有相同的化学性质，在元素周期表中占有同一位置。例如，¹₁H、²₁H、³₁H是氢的三种同位素。

核素分为稳定的和不稳定的两类。稳定核素的结构和能量不会发生变化;不稳定核素将会自发地改变其结构，衰变成其他核素并放射出射线，因此，这种核素也称为放射性核素。不稳定的同位素称为放射性同位素。

(2)核衰变

放射性核素的原子核自发地释放出一种带电粒子(α或β)，蜕变成另外某种原子核，同时放射出γ射线的过程叫核衰变。原子核能自发地释放α、β、γ射线的性质叫放射性。

放射性核衰变遵循一定的规律，即放射性核数随时间按指数递减的规律进行变化，而且这种变化与任何外界作用无关，如温度、压力和电场、磁场等都不能影响放射性衰变的速度，这一速度唯一地取决于放射性核素本身的性质。

若以N和N₀分别表示任一放射性核素在时间t=0和t时的个数，则放射性核素的衰变规律为:

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式中:λ为衰变常数，其值决定于该放射性核素本身的性质;不同的核素，λ值可以相差很大，显然λ越大衰变越快。

这个规律说明，随着时间的增长，放射性核素的原子个数减少。

除了用衰变常数λ以外，还用半衰期T来说明衰变的速度。半衰期就是从t=0时的N₀个原子核开始，到N₀/2个原子核发生了衰变所经历的时间，称半衰期，用T表示。于是当t=T时，N=N₀/2，则由式(3.1.1)可得:

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经运算后得到:

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T和λ一样，不受任何外界作用的影响，而且是与时间无关的常量。不同放射性核素的T值不同。各种放射性核素的半衰期相差很大，有的长达几十亿年，有的则短到若干分之一秒。表3.1.1列出几种放射性核素的半衰期。

表3.1.1 常见放射性核素的半衰期

(3)放射性射线的性质

放射性物质能放出α、β、γ等三种放射性射线，它们具有不同的性质。

1)α射线。α射线是氦原子核流。氦的原子核是⁴₂He，带有两个单位正电荷。因为质量大，它容易引起物质的电离或激发，被物质吸收。虽然α射线的电离本领最强，但是它在物质中的穿透距离很小，在空气中为2.5m左右，在岩石中的穿透距离仅为10^－3m。所以，在井内探测不到α射线。

2)β射线。β射线是高速运动的电子流，它在物质中的射程也较短，如能量为1MeV的β射线在铅中的射程仅为1.48cm。

3)γ射线。γ射线是频率很高的电磁波(波长为3×10^－11～10^－9cm)或光子流，不带电荷，能量很高，一般多在几十万电子伏以上，并且有很强的穿透能力，能穿透几十厘米的地层、套管及仪器外壳。γ射线在核测井中能被探测到，因而它得到利用。

(4)放射性单位

一定量的放射性核素，在单位时间里发生衰变的核数叫放射性活度。以往的文献曾将活度叫做强度，在核测井及其他工程中直到现在仍沿用强度这一术语。

活度单位曾用居里(Ci)，其定义为:

1Ci=3.7×10¹⁰/s

还有更小的活度单位，即mCi和μCi。

1975年国际计量大会对放射性活度的单位做了新的规定，按规定国际单位制的活度单位名称为“贝可(勒尔)”，符号为Bq:

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放射性比活度(质量活度)是指放射性核素的放射性活度与其质量之比，其单位是Bq/g［曾用Ci/g］。纯镭的放射性比活度是3.7×10¹⁰Bq/q(1Ci/g)。

3.1.1.2 岩石的自然放射性

岩石的自然放射性决定于岩石所含的放射性核素的种类和数量。岩石中的自然放射性核素主要是铀(²³⁸₉₂U)、钍(²³²₉₀Th)、锕(²²⁷₈₀Ac)及其衰变物和钾的放射性同位素⁴⁰₁₉K等，这些核素的原子核在衰变过程中能放出大量的α、β、γ射线。例如，1g铀或钍每秒能放出平均能量为0.51MeV的γ光子12000或26000个。

不同岩石放射性元素的种类和含量是不同的，它与岩性及其形成过程中的物理化学条件有关。

一般说来，火成岩在三大岩类中放射性最强，其次是变质岩，最弱是沉积岩。沉积岩按其含放射性元素的强弱可分成以下三类:

1)伽马放射性高的岩石。深海相的泥质沉积物，如海绿石砂岩、高放射性独居石、钾钒矿砂岩、含铀钒矿的石灰岩以及钾盐等。

2)伽马放射性中等的岩石。它包括浅海相和陆相沉积的泥质岩石，如泥质砂岩、泥灰岩和泥质石灰岩。

3)伽马放射性低的岩石。砂层、砂岩和石灰岩、煤和沥青等。煤和沥青的放射性含量变化较大。

由于不同地层具有不同的自然放射性强度，因而有可能根据自然伽马测井法研究地层的性质。

3.1.2 自然伽马测井原理

3.1.2.1 测量原理

自然伽马测井测量原理示意图如图3.1.1所示。测量装置由井下仪器和地面仪器组成，下井仪有探测器(闪烁计数管)、放大器、高压电源等几部分。自然伽马射线由岩层穿过泥浆、仪器外壳进入探测器，探测器将γ射线转化为电脉冲信号，经过放大器把脉冲放大后，由电缆送到地面仪器，地面仪器把每分钟形成的电脉冲数(计数率)转变为与其成比例的电位差进行记录。

井下仪器在井内自下而上移动测量，就连续记录出井剖面岩层的自然伽马强度曲线，称为自然伽马测井曲线(用GR表示)，以计数率(1/min)或标准化单位(如μR/h或API)刻度。

为了更好地理解自然伽马测井的测量原理，下面简单介绍射线探测器。

图3.1.1 自然伽马测井测量原理示意图

3.1.2.2 射线探测器

(1)放电计数管

如图3.1.2所示，放电计数管是利用放射性辐射使气体电离的特性来探测伽马射线的。在密闭的玻璃管内充满惰性气体，装有二个电极，中间一条细钨丝是阳极，玻璃管内壁涂上一层金属物质作为阴极，在阴阳极之间加高的电压(×××～1500V)。

图3.1.2 放电计数管工作原理图

当岩层中的γ射线进入管内时，它从管内壁的金属物质中打出电子来。这些具有一定动能的电子在管内运动引起管内气体电离。产生电子和正离子，在高压电场作用下，电子被吸向阳极，引起阳极放电。因而通过计数管就有脉冲电流产生，使阳极电压降低形成一个负脉冲，被测量线路记录下来。再有γ射线进入计数管就又有新的脉冲被记录下来。

此种计数管对γ射线的记录效率很低(1%～2%)。

(2)闪烁计数管

闪烁计数管由光电倍增管和碘化钠晶体组成，如图3.1.3所示。它是利用被γ射线激发的物质的发光现象来探测射线的。当γ射线进入NaI晶体时，就从它的原子中打出电子来，这些电子具有较高的能量，以至于这些高能电子在晶体内运动时足以把与它们相碰撞的原子激发。被电子激发的原子回到稳定的基态时，就放出闪烁光。光子经光导物质，传导到光阴极上与光阴极发生光电效应产生光电子。这些光电子在到达阳极的途中，要经过聚焦电极和若干个联极(又称打拿极)。聚焦电极把从光阴极放出来的光电子聚焦在联极D₁上。从D₁至D₈联极电压逐级增高，因而光电子逐级加速，这样，电子数量将逐级倍增。大量电子最后到达阳极，使阳极电压瞬时下降，产生电压负脉冲，输入测量线路予以记录。

图3.1.3 闪烁计数管工作原理图

一般光电倍增管联极的极数为9～11个，放大倍数为10⁵～10⁶左右，由光电倍增管和NaI晶体构成的计数管具有计数效率高、分辨时间短的优点，在核测井中已被广泛应用。

3.1.3 自然伽马测井曲线的特点及影响因素

岩石的放射性核素放射出来的伽马射线γ在穿过岩石时会逐渐被岩石吸收，因此由距离探测器较远的岩石放射出来的伽马射线，在到达探测器之前已被岩石所吸收，所以自然伽马测井曲线记录下来的主要是仪器附近、以探测器中点为球心半径为30～45cm范围内岩石放射出来的伽马射线。这个范围就是自然伽马测井的探测范围。用这个“探测范围”的概念，能够容易理解自然伽马测井曲线的形状及其特点。

3.1.3.1 自然伽马曲线形状的特点

根据理论计算的自然伽马曲线如图3.1.4所示，具有下列特点:

图3.1.4 自然伽马测井理论曲线

1)当上下围岩的放射性含量相同时，曲线形状对称于地层中点。

2)高放射性地层，对着地层中心曲线有一极大值，并且它随地层厚度(h)的增加而增大，当h≥3d₀时(d₀为井径值)，极大值为常数，且与地层厚度无关，只与岩石的自然放射性强度成正比。

3)当h≥3d₀时，由曲线的半幅点确定的地层厚度为真厚度。当h<3d₀时，因受低放射性围岩的影响，自然伽马幅度值随层厚h减小而减小，地层越薄，曲线幅度值就越小。对于薄地层曲线，半幅点确定的地层厚度大于地层的真实厚度，这样的地层在自然伽马曲线上就很难划分出来。

3.1.3.2 自然伽马测井曲线的影响因素

(1)时间常数和测井速度的影响

只有当测井速度很小时，测得的曲线形状与理论曲线相似。当测井速度增加时，曲线形状发生沿仪器移动方向偏移的畸变，造成畸变的原因是记录仪器中的积分电路具有惰性(充电、放电都需要一定的时间)。其输出电压相对于输入量要滞后一段时间，而下井仪器又在连续不断地移动，于是就使测井曲线发生了畸变，图3.1.5是考虑了积分电路的充放电时间常数τ和测速v的乘积vτ所作的理论计算结果。

vτ影响使GR曲线发生畸变，主要表现在幅度值最大值下降，且最大值的位置不在地层中心，而向上移动，视厚度h_a增大，半幅点位置上移。地层厚度越小，vτ越大，曲线畸变越严重。为防止测井曲线畸变必须限制测速及采用适当的积分时间常数。

在解释中，常使用自然伽马曲线的半幅点划分地层界面，该点的记录深度受测井速度和仪器的时间常数的影响。随着测井速度增加或时间常数增大，异常的半幅点深度向上偏移的距离(称滞后距离)越大。曲线半幅点的滞后距离可以根据下式近似估算:

滞后距离=υ×τ

把曲线的半幅点向下移动一个滞后距离即地层的界面位置。一般要求滞后距离小于35cm为宜，这就要求测井速度选择适当。如果仪器的时间常数为2s，则v<600m/h才能防止曲线过分畸变。

(2)放射性涨落的影响

实验结果表明，在放射源和测量条件不变，并在相等的时间间隔内多次进行γ射线强度测井时，每次记录的结果不尽相同，而是在以平均值n为中心的某个范围内变化。分析测量结果的分布得知，接近平均值的测量读数具有较大的概率。这是由于地层中放射性核素的衰变是随机的且彼此独立的原因。这种现象叫放射性涨落或叫统计起伏现象。这种现象的存在，使得自然伽马测井曲线上具有许多“小锯齿”的独特形态。参阅图3.1.6。

图3.1.5 vτ对自然伽马测井曲线的影响

图3.1.6 自然伽马测井曲线涨落误差

当 很大时，放射性涨落服从泊松分布规律，该分布曲线如图3.1.7所示，图中W(n)是单位时间内记录的脉冲数n出现的概率， 单位时间的平均脉冲数。

通常用均方误差σ表示测量结果的精度。

图3.1.7 泊松分布曲线

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在满足泊松分布的条件下，经过计算可以推出:

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|Δn|>σ的偏差只占总偏差的31.7%，|Δn|<σ的偏差占总误差的68.3%。通常把Δn₀=σ当做观测误差的标准，此时σ叫标准误差。在核测井曲线上，如果曲线变化在－σ～+σ范围内，则认为是由放射性涨落造成的这种变化。

实际工作中常用相对标准误差δ，它用下式表示:

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核测井曲线上读数的变化有两种:一种是由于放射性涨落引起的，这种变化与地层性质无关。另一种是由地层放射性的变化引起的，根据这种变化可以:划分井所穿过的地质剖面，正确地区分这两种变化，是对核测井曲线正确解释的前提。

测井时，用时间常数为τ的积分电路记录。积分电路所记录的读数，相当于测量瞬时以前2τ的时间间隔内的脉冲计数率的平均值。所以曲线上任何一点的相对标准误差:

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曲线上任何一点的计数率和真值间的偏差为:

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在核测井曲线上的计数率不是地层计数率的真值，我们只能用井下仪器通过地层的时间间隔t内测得的一般地层核测井曲线的平均计数率来近似表示。所以为了确定在曲线上任何一点的计数率的放射性统计起伏误差的范围，必须知道这段测井曲线和真值之间的偏差。

设下井仪器的测速为v，它通过厚度为h的地层，所用时间为t=h/v，测得该地层的一段核测井曲线，共计脉冲总数为N，单位时间内平均脉冲数为 ，则 。所以:

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总计数N中包含的标准误差为:

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相对标准误差为:

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由上式可见地层越厚和测井速度越小，相对标准误差越小。测井曲线上的平均计数中包含的标准误差σ₂，可由δ₂求得为:

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因为核测井曲线的统计起伏是上述两个误差之和，所以:

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因此，若测量的地层性质没有变化，则读数n落在 范围内的概率是68.3%。如果分层正确，那么该层内就应有70%左右的读数不超出 的范围。如果越出了，且超过(2.5～3)σ，则分层不正确，应重新分层。如前图3.1.6所示。

图3.1.8 地层厚度对自然伽马测井曲线的影响

(3)地层厚度对曲线幅度的影响

图3.1.8所示，该剖面由放射性元素含量较低的三层砂岩和放射性元素含量较高的四层泥岩组成。对于砂岩地层来说，虽然层2、4、6的放射性元素含量相同，但层6较薄，存在邻层泥岩的影响，使得层6的自然伽马测井曲线值高于层2、4。对于泥岩来说，虽然层1、3、5、7放射性元素含量相同，但由于层3较薄，存在邻层砂岩的影响，使得层3的自然伽马测井曲线值低于层1、5、7。可以看出，由于地层变薄，泥岩的自然伽马测井曲线值会下降，而砂岩层的自然伽马测井曲线值上升，并且地层越薄，这种下降和上升的幅度越大。因此，对于地层厚度小于三倍井径(h<3d₀)的地层，在应用自然伽马测井曲线时，应考虑层厚的影响。

(4)井的参数对自然伽马测井曲线的影响

自然伽马测井曲线的幅度不仅是地层的放射性函数，而且还受井眼条件(井径、泥浆比重、套管、水泥环等参数)的影响。泥浆、套管、水泥环吸收伽马射线，所以这些物质会使自然伽马测井值降低。一层套管时的自然伽马测井值大约是没有套管的自然伽马测井曲线值的75%。如有多层套管则自然伽马值将明显下降。

在大井眼和套管井中，定量解释自然伽马资料时，要做出校正图版，进行必要的校正。

在没有校正图版的情况下，在实际工作中，根据具体情况用统计的方法可做出校正曲线，对测井曲线进行校正。

3.1.4 自然伽马测井曲线的应用

自然伽马测井在油气田勘探和开发中，主要用来划分岩性，确定储集层的泥质含量，进行地层对比及射孔工作中的跟踪定位等。

3.1.4.1 划分岩性

利用自然伽马测井曲线划分岩性，主要是根据岩层中泥质含量不同进行的。由于各地区岩石成分不一样，因此在利用自然伽马测井曲线划分岩层时，要了解该地区的地质剖面岩性的特点。下面是用自然伽马测井曲线划分岩性的一般规律。

在砂泥岩剖面中，砂岩显示出最低值，黏土(泥岩、页岩)显示最高值。粉砂岩、泥质砂岩介于中间，并随着岩层中泥质含量增加曲线幅度增大。如图3.1.9所示。

图3.1.9 砂泥岩剖面自然伽马测井曲线

在碳酸盐岩剖面自然伽马测井曲线上，黏土(泥岩、页岩)层的读数最高，纯的石灰岩、白云岩的自然伽马读数值最低，而泥灰岩、泥质石灰岩、泥质白云岩的自然伽马测井值介于两者之间，而且随着泥质含量增加而增大。如图3.1.10所示。

在膏盐剖面中，用自然伽马测井曲线可以划分岩性并划分出砂岩储集层。在这种剖面中，岩盐、石膏层的曲线读数值最低，泥岩最高，砂岩介于上述二者之间。曲线靠近高值的砂岩层的泥质含量较多，是储集性较差的砂岩，而曲线靠近低值的砂岩层则是较好的储集层。图3.1.11是用膏盐剖面自然伽马测井曲线划分砂岩储集层的实例。

3.1.4.2 地层对比

与用自然电位和普通电阻率测井曲线比较，利用自然伽马测井曲线进行地层对比有以下几个优点:

图3.1.10 碳酸盐岩剖面自然伽马测井曲线

1)自然伽马测井曲线与地层水和泥浆的矿化度无关。

2)自然伽马测井曲线值在一般条件下与地层中所含流体的性质(油或水)无关。

3)在自然伽马测井曲线上容易找到标准层，如海相沉积的泥岩，在很大区域内显示明显的高幅度值。

在油水过渡带内进行地层对比时，就显示出自然伽马测井曲线的优点了。因为在这样的地区同一地层不同井内，孔隙中所含流体性质(油、气、水)是不同的，这就使视电阻率、自然电位和中子伽马测井曲线变化而造成对比上的困难。自然伽马测井曲线不受流体性质变化的影响，所以在油水过渡带进行地层对比时，可以使用自然伽马测井曲线。

在膏盐剖面地区，由于视电阻率和自然电位测井曲线显示不好，使用自然伽马测井曲线进行地层对比更为必要。图3.1.12是利用自然伽马测井曲线进行膏盐地区地层对比的实例。

3.1.4.3 估算泥质含量

由于泥质颗粒细小，具有较大的比面，对放射性物质有较大的吸附能力，并且沉积时间长，有充分时间与溶液中的放射性物质一起沉积下来，所以泥质(黏土)具有很高的放射性。在不含放射性矿物的情况下，泥质含量的多少就决定了沉积岩石的放射性的强弱。所以利用自然伽马测井资料可以估算泥质含量，常用的估算方法如下。

图3.1.11 用自然伽马测井曲线划分膏盐剖面砂岩储集层

图3.1.12 用自然伽马测井曲线进行地层对比

地层中的泥质含量与自然伽马读数GR的关系往往是通过实验确定的。通常采用下式求泥质的体积含量V_sh:

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式中:I_GCUR为希尔奇(Hilchie)指数，它与地层地质年代有关，可根据取心分析资料与自然伽马测井值进行统计确定，对北美古近－新近系地层取3.7，老地层取2;I_GR为自然伽马相对值，也称泥质含量指数，且:

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C_GR、C_GR，min、C_GR，max分别表示目的层、纯砂岩层和纯泥岩层的自然伽马读数值。