测
目录
绪论
第一章四川盆地概况
第一节盆地构造特征
第二节盆地沉积特征
第三节盆地储层特征
第二章测井方法基础
第一节常规测井方法
第二节特殊测井方法
第三章储层评价技术
第一节储层定性评价
第二节储层定量评价
第四章测井层序地层分析技术第五章测井相分析技术
第六章测井井旁构造分析技术
第七章测井、地质、地震多学科结合储层综合预测技术
第一节
第二节
测井地质应用技术
目录
第一章绪论
第一节测井地质应用技术与测井地质学
第二节测井地质应用研究的主要内容
第三节测井地质应用研究的技术思路与一般方法
第二章四川盆地地质概况
四川盆地位于我国西南部，是扬子准地台内由深层断裂活动而形成的菱形构造—沉积盆地，总体呈北东向展布，面积约23?104km2，四周高山环绕，海拔1500~2000m。盆地基底为前震旦系变质岩，沉积盖层为震旦系~第四系，总厚度达一万多米以上。
四川盆地自1953年开始勘探至今，已发现了许多油气田与含油气构造。根据区域构造位置、基底结构、古今构造特征和油气田地质特点，地质学家们将四川盆地分为五个含油气区：川东气区、川南气区、川西南气区、川西北气区、川中油气区（如图2-1）。
第一节盆地构造特征
一、盆地基底构造格局
四川盆地在区域构造上属特提斯—喜马拉雅构造域与太平洋构造域交接部位。内部自东向西发育了4条区域性的大断裂：龙门山断裂带、蒲江—三台—巴中—镇巴断裂带、华蓥山—中梁山断裂带和方斗山—金佛山—七跃山断裂带。它们将前震旦系基底分割成北东向展布的川西、川中和川东三大块体。基底总体上呈中部隆起（即川中隆起）、东、西坳陷（即川东坳陷、川西坳陷）的构造格局。川中块体属结晶基底；川西块体为中元古代的褶皱基底与更老的结晶基底的复合；川东块体为中元古代的褶皱基底—板溪群。
二、区域构造发育史
四川盆地是扬子准台地上发育的一个大型沉积—构造盆地，位于盆地基底之上
的震旦系至第四系的沉积盖层经历了五个主要构造发育阶段：
1、加里东期—基底格架控制演化阶段
盆地总体呈现“一隆两坳、西高东低”的古构造格局，明显受基底构造制约。震旦系是台地发育阶段的第一套沉积盖层，震旦—志留系发育了三个半泥岩—碳酸盐岩沉积旋回，震旦纪末的桐湾运动使灯影组遭受了不同程度的剥蚀。加里东末期受华南板块向北俯冲的影响，地壳大面积抬升，在盆地中部形成了北东—南西轴向的乐山—龙女寺古隆起。全盆地长期遭受剥蚀，仅在西端龙门山前缘和东部的川东构造带中残存志留系地层（见图2-2a）
2、海西期—地壳拉张阶段
海西期盆地经历了晚泥盆纪柳讲运动、晚石炭纪云南运动和二叠纪东吴运动。每次的升降运动，使地层缺失，地层间呈假整合接触。早期继承了加里东期“一隆两坳”的格局（见图2-2b）。盆地中部古隆起持续抬升，乐山—龙女寺古隆起出露至地表，隆起顶部泥盆系和石炭系沉积遭受剥蚀，而两翼低部位则不断沉积。川东石炭系沉积厚度达数百米，川西泥盆系和石炭系沉积层序十分发育。二叠纪，川中古隆起削平，二叠系沉积层在川中相对较薄（约500m）。
海西期地壳发生拉张，形成张性缝。盆地北部、东部产生张性陷落及其断陷沉积。如龙门山台缘区，志留系、石炭系呈第堑型沉积，其中在一长条型狭窄地带沉积厚度可达4000 5000m。
在晚二叠世时期，由于东吴运动，地壳拉张活动导致了二叠纪玄武岩喷发，在盆地的西南部峨眉山、仁寿、威远一带发生了大规模的玄武岩喷发，川东华蓥山附近有零星玄武岩喷发。
3、印支期—盆地雏形形成阶段
印支运动指三叠世以前的构造运动。印支运动早期发生在中三叠世末期，以隆升为主，其标志为海侵结束。受秦岭海域关闭和滨太平洋地质事件影响，盆地内形成多个北东向大型古隆起和坳陷，如沿华蓥山基底断裂带形成的卢州—开江古隆起、九龙山古隆起及江油线形古隆起。从此，盆地由“西高东低”转变成“东高西低”的构造格局（如图2-2c所示）。
在三叠世晚期，受晚印支运动影响，松潘—甘孜地槽最后关闭，龙门山受挤压发生逆冲推覆，龙门山、大巴山褶皱成山，江南古陆和娄山连成一体，至此，侏罗纪原形盆地形成，海相沉积结束。
4、燕山期—“环形坳陷”演化阶段
燕山运动包括侏罗纪至白垩纪的构造运动。从侏罗纪起，盆地开始陆相红色碎屑岩沉积，发育有若干个沉积中心，川中仍为相对隆起区，盆地四周边缘山系皆向盆地提供物源，从而形成了围绕川中威远—龙女寺一带隆起区的““环形坳陷”古构造面貌（如图2-2d所示）。
5、喜山期—盆地发育的最后阶段
晚白垩纪和第三纪的喜山运动使盆地受到来自东南和西北方向强烈的对峙挤压，造就了盆地主体构造呈北东—南西向，并有多组系构造干扰复合的构造形式，充分
反映出四川盆地为典型的压扭型盆地。特别是盆地东部因柔性基底并受南东—北西向应力挤压，形成强烈褶皱，盆地范围在东部相对缩小（如图2-2e所示）。受南东—北西向强烈挤压应力的作用，盆地形成了三个特殊的分别以华蓥山和龙泉山为界的区域构造带—川西北坳陷带、川中隆起带和川东南坳陷带。
三、构造展布格局及特征
区域构造发展史表明：在经历了五个主要构造发育阶段后，形成了现今的四川盆地。西山期受强烈的挤压应力的作用，形成了现今典型的压扭型盆地，盆地四周形成了龙门山断褶带、米仓山隆起、大巴山断褶带带、鄂湘黔断褶带及峨眉山—凉山块断带；而盆地内部，根据盆地不同区域构造体系特点、展布规律、受力方式及边界条件，又可将盆地化分为3个构造单元（如图2-3所示）—即川西北坳陷带、川中隆起带、川东南坳陷带。
川西北坳陷带：川西北坳陷带位于四川盆地西北部，龙泉山背斜以西、营山以北，属于低陡构造区。坳陷内广泛沉积的陆相地层为白垩系、第三系及第四系。主要发育不对称、平缓的北东向构造，褶皱类型多，规模较大的断层可延伸到地表（如图2-4a所示）。
川中隆起带：川中隆起带位于龙泉山以东、华蓥山以西，为大面积侏罗系红色地层分布区。该区域在古生代和中生代时都处于相对隆起地区。区域内褶皱比较平缓、规模也比较小，且断层不太发育（如图2-4b所示）。
川东南坳陷带：位于华蓥山以东至七跃山大段裂之间，是盆地内褶皱最强烈的地方。在多次构造运动中，受基底、周边古陆、深大断裂及地应力等各种因素综合作用，形成了现今构造格局—主要是由北东向和北北东向高陡背斜带和断裂带组成的隔挡式褶皱呈雁状平行排列而成，背斜紧凑、陡峭且不对称，向斜宽缓。其北部受大巴山弧的影响，局部呈近东西向；南部则逐渐低倾呈帚状撒开，以北东向为主。局部构造卷入较深，根据不同层位构造发育情况，垂向可分三个区：深层构造完整区、中层断层发育区、浅层构造平缓区。
第二节盆地沉积特征
一、地层层序
四川盆地内部地层发育相当齐全（如图2-5所示），震旦系 第四系均具有相当的沉积厚度，横向上具有良好的对比性。泥盆系在盆地内大面积缺失。以上三叠统的
底部为界，可分为上下两套沉积层序：下部主要为海相碳酸盐岩，可与泥岩构成多套沉积旋回，旋回顶界常为假整合接触。上部以陆相红色砂泥岩为主，砂岩和泥岩组成频繁的沉积旋回层；三叠系与侏罗系之间的接触关系是：在龙门山前缘为不整合接触，在盆地其它地方为整合接触；白垩系及第四系在盆地内为不整合接触。
二、盆地沉积演化史
四川盆地在前震旦纪属地槽型沉积，晋宁运动构造事件使整个上扬子地区固界为一个相当稳定的结晶基底，之后为台地型沉积。从此，四川盆地经历了晚整旦世至中三叠世的海相沉积和中新生代的陆相沉积两大发展阶段，形成了多旋回的演化特征。
从晚震旦世开始到加里东末期，盆地以大幅度的海进为特点：晚震旦世陡山沱期至灯影期发生海侵，海水由东南部扬子 华南海侵入，形成广阔的碳酸盐岩台地相沉积；后期受桐湾运动影响，地壳抬升遭受剥蚀，震旦纪末期盆地内发育了局限海台地相富藻白云岩生储油层（如图2-6所示）。
早寒武世初盆地进入海侵高潮，除西侧康滇古陆外均被淹没，海盆基底为一东倾斜坡，自西向东逐步向开阔海台地相—广海陆棚相过渡，东部形成了富含生物的黑色页岩夹瘤状灰岩的良好生油岩系；其后至中晚寒武世发生海退，盆内主体以局限海台地相为主，局限海台地相白云岩发育，在其东缘及东南缘局部残存有开阔海台地相和广海陆棚相（如图2-7所示）。
盆地从早奥陶世初到早志留世初龙马期一直处于海侵阶段，其间广泛沉积了如黑色炭质页岩、硅质页岩等良好的生油层系；早志留世晚期以后至中志留世海水外退，到志留世末期受盆地
第三节盆地储层特征
由盆地沉积演化史分析可知：四川盆地在沉积上具有多旋回性特征，形成了良好的生储盖组合。受构造运动的影响，风化、剥蚀和淋滤对储层的发育具有重要的
控制作用。构造运动引起地壳抬升、地表剥蚀，因此，剥蚀面附近是油气聚集的最佳部位。而构造运动导致储层裂缝广泛发育，形成了四川盆地很有特色的裂缝性储层及裂缝性圈闭。
四川盆地产层可以从震旦系海相白云岩到侏罗系陆相泥质砂岩。天然气主要产于三叠系以下的碳酸盐岩地层，石油则产于年代较新的碎屑岩地层—主要产于盆地中部南充一带，目的层主要为中下侏罗系自流井群。
根据地理位置、古今构造特征和油气田地质特点，地质学家通将四川盆地划分为五个含油气区：川东气区、川南气区、川西南气区、川西北气区、川中油气区。各区含油气地层及对比见图2-8。
四川盆地是一个以海相沉积为主的盆地，碳酸盐岩沉积厚度非常大。在纵向上从震旦系到三叠系沉积有多套碳酸盐岩储层，不同区域、不同层系储层特征有一定差异，但也有许多共同的特点。四川碳酸盐岩储层主要特点如下：
●以质纯、性脆、致密的石灰岩为主
●孔隙度和渗透率较低
●渗滤通道和孔隙结构较复杂
●储集能力和渗透性受裂缝控制
个层系主要储层特征如下：
一、震旦系
震旦系主要为台地相白云岩沉积，主要分布在盆地西南地区。油气主要分布在灯三（Z2dn3）和灯二（Z2dn2）上部，其岩性为藻白云岩、粒屑白云岩，孔隙、溶洞及裂缝都比较发育。孔、洞为储集空间，裂缝是主要的油气运移通道。在大多数储层中，孔洞往往与裂缝搭配，并归类为裂缝—孔隙性储层。储层孔隙度普遍较低，平均在2%~5%，个别储层孔隙发育较好的层段可达到9%。渗透率也很低，一般在0.001~10?10-3μm2的范围内。因此，震旦系裂缝和溶洞对天然气的产出就显得十分重要。
风化作用产生的古岩溶大大地改善产生的古岩溶大大地改善了储层的储集性能，形成了大量的古溶洞、粒间溶孔、溶洞、粒内溶孔、晶间孔及构造缝等储渗空间。
二、石炭系
石炭系主要分布在盆地东部—川东地区。上、下分别与二叠系和志留系呈不整合接触，残余厚度10~70m。纵向上可分为三部分：下部（C21）、中部（C22）和上部（C23）。中部（C22）为高孔储集层，岩性为溶孔白云岩和角砾白云岩，储层特点是：厚度薄、孔隙连通性好、分布稳定。上部（C23）为石灰岩，孔隙度变化大。
石炭系储层孔隙类型主要有原生孔隙和次生孔隙。原生孔隙包括砾间孔、粒间
孔和晶间孔，次生孔隙包括裂缝和各种溶孔（如砾间溶孔、粒间和粒内溶孔），次生孔隙与侵蚀作用有关。所有储层均具有双重孔隙系统（孔隙和裂缝），其中以孔隙为主。孔隙度一般在2%~8%之间。岩石基质的渗透率通常较低，裂缝是主要的渗滤通道。大多数裂缝和微裂缝是由侵蚀作用或构造运动产生的。储层类型主要为裂缝—孔隙型，个别地区也发育有孔隙型或裂缝型储层。
三、二叠系阳新统
下二叠阳新统为浅海相石灰岩，总后度400~500m。下部为灰—黑色泥灰岩，具有眼球结构，局部夹灰质页岩，向上变为块状生屑灰岩，中部夹有燧石层。泥质含量向上逐渐减少，具有不均匀的白云化现象，其中某些层段富含有机质。孔隙度一般低于1%，渗透率小于0.1?10-3μm2，不利于油气的运移和聚集。储层类型通常为裂缝型或裂缝—溶洞型。下二叠统顶部的风化、淋滤作用可在地层中形成熔洞，使孔隙度有所增大。
由于下二叠统沉积结构的非均质性，致使储层评价比较困难。其中常见的非均质岩石构造有薄层状构造、眼球眼皮构造、燧石结核构造和豹皮构造等。
由于渗透性的差异，油气只能通过裂缝发生局部运移，因此，二叠系阳新统某些层段常形成封闭、孤立的含气构造，每一层都有其独特的气水界面。
四、二叠系长兴组
进入上二叠统的标志为一套灰褐色微晶—细晶生屑灰岩，与下伏龙潭组呈整合接触。与龙潭组之间的过渡带灰岩常夹有黑色页岩，厚度50~200m，含气带位于该层顶部。长兴组常钻遇生物礁。
地震及钻探证实，川东地区二叠系长兴组发育有大量生物礁。礁类型包括台内丘状礁、点礁、台缘堤礁等。礁分布较广，大小不一，由几平方公里到几十平方公里，较厚的礁达几百米。到目前为止，已在川东地区发现了多个生物礁气田，其中部分为高产气田。
长兴期为开阔台地相环境，发育了大量的生物礁，岩性主要为海绵骨架灰岩，造礁生物为海绵、苔藓虫。礁顶部和前缘被白云化，孔隙度一般为3%~9%，局部可达20%。灰岩基质孔隙度常低于1%，其孔隙空间主要是海绵格架间的残余孔隙、生物铸模孔、溶蚀孔及白云岩中还未完全被方解石胶结物充填的晶间孔。构造运动产生的大量裂缝、白云化过程中产生的次生孔隙以及溶蚀孔是储层储集空间的重要组成部分。而白云岩及白云化作用的程度则是评价储层的重要因素。生物礁气藏属自生自储的岩性气藏。
五、上二叠统玄武岩
玄武岩主要分布在川西，以峨眉山—金沙江以南为中心的广大地区。中心地区熔柱1600m，主要发育火山口和火山颈相的集块岩、火山角砾岩、火山弹。川西南地区，火成岩厚度300~400m，主要以火山熔岩组成，夹有少量凝灰岩，岩性以斜长玄武岩为主，含少量绿泥石、辉绿岩和蛇纹玄武岩。结构为致密状、斑状、杏仁状、气孔状。
玄武岩有原生孔隙和次生孔隙。原生孔隙包括气孔和残余杏仁孔；次生孔隙包
括蚀变溶孔和构造运动产生的裂缝为流体的运移通道。渗透率与孔隙度无关。孔隙度一般为2%—15%，原生孔隙不受压实的影响。然而，即使存在大量原生孔隙，没有蚀变和构造运动，玄武岩仍不能作为有效储层。储集类型为裂缝—溶孔型。
六、下三叠统飞先关组
飞先关组厚400~500m，从西到东，沉积环境由冲积平原相渐变为滨海相、浅海、浅滩相、半深海相，储层重要发育在飞三~飞一段。岩性以鲕粒灰岩、亮晶砂屑灰岩、亮晶粒屑灰岩为主，属碳酸盐岩浅滩沉积。
储积空间包括：基质孔隙—粒间孔、粒内孔、晶间孔]溶蚀孔、体腔孔和遮挡孔；裂缝—构造缝和溶蚀缝。
储层孔隙度一般在2%~12%，当溶孔特别发育时，孔隙度可达20%以上。岩石的白云化可以大大改善储层的储集性能，而裂缝则可大大改善储层的渗滤性，控制储层的产能。
七、上三叠统须家河组
须家河组为一套陆相三角洲沉积，发育有河口坝储层。沉积物主要为块状或厚层状石英砂岩，夹有少量粉砂岩和黑色泥岩。储层石英含量一般在50%~60%之间，岩石储含石英外，还含有长石、岩屑和颗粒状燧石，胶结物为水云母或钙质、白云质和硅质。须家河组储层的主要特征是低孔、低渗，孔隙度一般在3%~10%之间。裂缝是储层产能的重要控制因素。集质孔隙是油气聚集的主要空间，裂缝为流体的渗滤通道。
八、下侏罗统大安寨组
下侏罗统自流井群大安寨组为一套湖盆沉积，是川中地区的主要产油层系，厚度80~110m。主要岩性为黑色页岩、介壳灰岩或二者的交互层。某些地区有紫红色泥岩和粉砂岩。
储层主要特征：储层薄、物性差、孔隙空间系统复杂、孔喉小和渗滤通道局限。储层孔隙有：晶洞、晶隙、印模间隙、层间裂隙、介壳灰岩条带的层面间隙、沿层间隙分布的溶洞、溶隙、构造裂缝等。
溶洞（溶隙）和晶洞为重要储层空间，层间缝和构造缝为油气的主要渗滤通道，裂缝发育是油气高产的必要条件。
第三章测井方法基础
在四川盆地，无论是碳酸盐岩还是碎屑岩储层，它们都有一些共同的特点：岩性致密、低孔低渗、裂缝发育等。因此，评价储层的方法与我国东部非裂缝性、高孔碎屑岩有所不同，如在我国东部碎屑岩地层使用效果较好的自然电位、双感应等测井方法在四川盆地则不太适用。经过多年的反复实践与探索，目前已形成了能有效评价四川低孔、低渗、裂缝性储层常规测井系列与特殊测井系列（见表3-1）。本章将简述这些测井方法的基本原理、测量信息、影响因素及所能解释的地质现象。
表3-1 四川盆地主要的裸眼测井方法
第一节 常规测井方法
通常，常规测井方法主要是指目前在油气勘探开发中，裸眼井（包括探井、评
价井、开发井）测井工程中经常要测量的测井方法，也是测井地质评价最基本的方法。四川最常用的测井方法有井经、自然伽马、自然伽马能谱、中子、密度、声波、微球聚焦、浅侧向、深侧向等测井方法。
一、自然伽马与自然伽马能谱测井
1、自然伽马测井（GR ）
自然伽马测井测量的是地层的自然放射性强度。它是识别地层岩性并进行测井
地层划分的有效方法之一。
⑴ 基本原理
岩石的自然放射性是由岩石中放射性元素及其含量决定的。地层的放射性主要
由铀（U ）、钍（Th ）、钾（K ）等放射性元素－即K 40、U 238和Th 232以及后两者的衰变产物所放射的伽马射线所决定。
放射性元素在核衰变时释放出具有特定能量的伽马光子。测井时，能量小于
100KeV 的光子在穿透地层和仪器外壳时大量被吸收，它们对自然伽马测井读数的影响可以忽略不计，测井仪器探测到的主要是能量大于100KeV 的光子。表2－2是鈾、钍、钾发射的伽马射线能谱成分，能量小于100KeV 的不包括在内。
表2－2鈾、钍、钾的伽马射线能谱成分
沉积岩中伽马光子的放射性强度A （即岩石自然伽马放射性系数），可以看作是
岩石中鈾、钍、钾的含量的线形函数，即：
k k Th Th U U W A W A W A A ++= （2－1）
式中：A U 、A Th 、A K －分别为U 、Th 、K 三种元素每克物资每秒钟发射的伽马光子总数；
W U 、W Th 、W K －为U 、Th 、K 的百分含量。
假定整个地层均匀稳定地发射能量为Eγ的伽马射线，测井时探测器的探测范围为V，那么，探测器的响应I可表示为：
?Ω=
V dv
A
Iβρ
ε
式中：A——每克岩石每秒钟发射能量为Eγ的伽马光子总数；
ε——探测器的探测效率；
Ω——在探测器灵敏体积方向上发射的伽马光子数；
β——一个射向探测器的伽马光子射中探测器的概率；
ρ——地层密度。
⑵自然伽马测井的刻度
自然伽马测井测量的是地层自然放射性的强度，反映地层自然放射性的强度的刻度单位—即自然伽马测井的横向比例，如今都采用API单位。API是根据美国石油学会在休斯敦大学建立的自然伽马刻度井确定的。该刻度井有两个低放射性地层，一个高放射性地层。高放射性地层中含有铀13mg/l、钍24mg/l、钾4%，三者分别占放射性总量的47%、34%、19%。定义高放射性地层与低放射性地层读数之差为200API 单位，作为标准刻度单位。
⑶自然伽马测井的地质应用
自然伽马测井在地质上主要用于划分岩性、进行地层对比和计算地层泥质含量。
①划分岩性
在沉积地层中，由于不同岩石的自然放射性物质含量不同，因此，可以根据自然伽马测井曲线值的高低定性区分岩性。对于纯砂岩、纯灰岩、纯白云岩、硬石膏、石膏、煤层及盐岩等，自然伽马测井响应为低值；对于泥岩、页岩、火山灰等，自然伽马测井响应为高值，而且随着泥质含量的增加自然伽马测井响应值也相应增高。表3-3是几种主要矿物和沉积岩的GR值。
一般说来，硬石膏、盐岩的自然伽马测井值最低，通常在5~15API单位之间；其次是较纯的砂岩、灰岩和白云岩，自然伽马测井值一般在15~30API单位之间；再次是一些含泥质岩石，如如泥质砂岩、泥质灰岩、泥质白云岩等，自然伽马测井值一般在25~50API之间；自然伽马测井值最高的是泥岩、页岩，其自然伽马幅度一般在75~150API单位之间。在不同地区，应用自然伽马曲线划分岩性的标准会有所不同，图2-9是四川盆地一些典型地层自然伽马曲线图。因此，对于某一具体地区、
（3－2）
具体层位，应根据岩心分析结果与自然伽马曲线进行对比分析，找出地区性规律，再应用于自然伽马曲线的解释。
② 进行地层对比
由于自然伽马的幅度主要取决于地层中放射性物质的含量，而与地层的含流体
性质、地层水矿化度均无太大关系，并且在一定地区，同一时段正常沉积的地层，其岩性通常比较一致，地层中放射性物质的含量也比较稳定，因此，在进行地层对比时，很容易根据自然伽马幅度的高低、形态，选择地层对比的标准层。通常选择自然伽马值较高的泥岩层或页岩层作为区域地层对比的标准层。
③ 计算地层中泥质含量
地层的泥质在测井曲线上一般表现为高自然伽玛、高视孔隙度和低电阻率，所以可以用这些曲线指示泥质的存在，但孔隙度测井系列和电阻率曲线受地层孔隙度、地层水矿化度等因素的影响较大，所以一般不选择它们来计算泥质含量，自然伽玛曲线是地层自然放射性的反映，它主要与沉积环境有关，可以用来计算泥质含量。
首先用自然伽马相对幅度的变化计算出泥质含量指数SH :
min
max min GR GR GR GR SH --= （2－3） 式中 GR ——目的层的自然伽马值；
GR max ——纯泥岩层的自然伽马值；
GR min ——纯地层（砂岩、灰岩或白云岩）的自然伽马值。
通常SH 的变化范围为0~1。然后，再用下式将SH 转化为泥质含量V sh ：
1
212--=?G SH G SH V (2－4) 式中 G ——希尔奇指数。可根据实验室岩心分析资料确定，通常第三系地层G ＝3.7， 老地层G ＝2。
2、自然伽马能谱测井（NGS ）
自然伽马测井只能测量地层中所由放射性元素的总强度，无法分辨地层中含什么样
的放射性元素。自然伽马能谱测井，不仅可以测量地层中所有放射性元素的总强度，还可以测量出几种主要放射性元素U 、Th 、K 的含量，从而根据地层中所含射性元素的种类、多少，分析地层岩石中的矿物成分、沉积环境。
⑴自然伽马能谱测井原理
不同岩石中所含化学成分不同，其放射性物资的成分也不一样。放射性物资主要是
吸附在粘土矿物中，并且在普通粘土矿物中，钾和钍的含量高，而铀的含量相对较低（相对钾和钍）。据Belknap,W.B.等人由200
块不同种类的粘土岩取得的分析数据，粘土岩
中放射性元素的平均含量约为：铀6ppm、钍12ppm、钾2％。因此，根据自然伽马能谱测井得到的铀（U）、钍(Th) 、钾(K)的含量，就可以确定地层中粘土矿物的类型与含量。粘土矿物所含的放射性元素如表2－4所示。
表2－4 粘土矿物中铀（U）、钍(Th) 、钾(K)的含量
围。但对于某些特殊的渗透性砂岩和碳酸盐岩地层，由于水中含有易溶的铀元素，并随水运移，在某些适宜的条件下，形成具有高放射性的渗透层，如川东地区的二叠系阳新统和石炭系均有这类渗透层，在这种情况下，可用自然伽马能谱识别这样的渗透层。
表2－5 砂岩和碳酸盐岩中铀（U）、钍(Th) 、钾(K)的含量
根据实验室对鈾、钍、钾放射伽马射线能量的测定,发现钾放射的单色伽马射线,其能量为1.46MeV,铀及其衰变产物放射的是多能谱伽马射线，在高能区内，1.76MeV的峰值明显，易于鉴别。钍及其衰变产物放射的也是多能谱伽马射线，其中2.62MeV的峰值明显，易于鉴别。图2－10是铀、钍、钾三种元素发射伽马射线的能谱图。
自然伽马能谱测井仪的探测器部分与自然伽马测井仪基本相同，使用NaI(TI)闪烁计数器，其输出脉冲的幅度与入射伽马射线能量成正比，所不同的是自然伽马能谱测井仪增加了多道脉冲幅度分析器，能分别测量不同幅度的脉冲数，从尔得出不同能量的伽马射线能谱，用以测定不同的放射性元素。自然伽马能谱测井根据测出的伽马射线特征峰值，经处理和刻度，就可输出U、Th 、K三条分量曲线、一条自然伽马总量曲线（SGR）和一条无铀曲线（CGR)（如图2－11所示）
⑵自然伽马能谱测井的地质应用
⑵ 自然伽马能谱测井的地质应用
由于自然伽马能谱测井能输出一条总的自然伽马曲线，因此，同自然伽马测井
一样，自然伽马能谱测井可用于识别岩性、进行地层对比及计算地层中的泥质含量。除此之外，在高含铀地层，总自然伽马曲线不能准确计算泥质含量时，可以用无铀曲线（CGR)计算高含铀储层的泥质含量；应用U 、Th 、K 三条分量曲线分析地层的沉积环境和识别地层所含粘土矿物。
① 用无铀曲线（CGR)计算高含铀储层的泥质含量
对于某些特殊的渗透性砂岩和碳酸盐岩地层，由于水中含有易溶的铀元素，并随水
运移，在一定条件下，形成具有高放射性的渗透层。在这种情况下，如仍用总自然伽马曲线计算泥质含量，其计算结果肯定会偏高，而无铀曲线更能客观反映地层的泥质含量，因此选用无铀曲线计算地层泥质含量。用无铀曲线计算泥质含量的方法与用总的自然伽马曲线一样。
首先用无铀曲线相对幅度的变化计算出泥质含量指数SH :
min
max min CGR CGR CGR CGR SH --= (2－5) 式中 CGR ——目的层的无铀曲线值；
CGR max ——纯泥岩层的无铀曲线值；
CGR min ——纯地层（砂岩、灰岩或白云岩）的无铀曲线值。
通常SH 的变化范围为0~1。然后，再用下式将SH 转化为泥质含量V sh ：
1
212--=?G SH G SH V （2－6） 式中 G ——希尔奇指数。可根据实验室岩心分析资料确定，通常第三系地层G ＝3.7， 老地层G ＝2。
② 确定粘土矿物类型
各种粘土矿物由于各自的地质成因及地球化学性质的不同，铀（U ）、钍(Th) 、钾(K)的含量也各不相同（见表2－3）。一般来讲，在绝大多数粘土矿物中，钾和钍的含量高，而铀的含量相对较低。因此，根据钍 、钾含量的比值，可以大致确定粘土矿物的类型。
寨沟1井钍－钾交会图
Hassan及Hossin 等人证明了不同矿物与Th/K值的关系，如图3—12所示。由该图就可以确定粘土类型。从图中可以看出，Th/K值不同，粘土类型也不同。其中Th/K值小于0.5时为蒸发岩、Th/K值在0.5~0.8之间时为长石、Th/K值在0.8~1.5之间时为海绿石、Th/K值在1.5~2.0之间时为为云母类、Th/K值在2.0~3.5之间时为伊利石、Th/K值在3.5~12.0之间时为蒙脱石、Th/K值在12.0~29.0之间时为高岭土、Th/K值大于28.0时为重钍矿。
在确定粘土类型后，就可以有针对性地选择能谱曲线计算粘土含量。如以伊利石、蒙脱石为主的粘土可以用Th、K或Th＋K（即无铀曲线）计算粘土含量；而高岭土、绿泥石、重钍矿一类粘土则选用Th曲线计算更好。
③分析地层的沉积环境
钍不溶于水、以悬浮形式搬运。因此，在高能环境下钍的含量比低能环境下高；而铀和钾则正好相反，低能环境下的含量比高能环境下的含量高。另外，铀在还原环境下的含量比在氧化环境下的含量高。因此，Th/K值主要反映沉积相，Th/U值主要反映地球化学相。即：
高能环境Th/K值高，低能环境Th/K值低；
氧化环境Th/U值高，还原环境Th/U值低。
据经验统计，Th/U>7时，主要为陆相泥岩和铝土矿，这是风化完全、有氧化和淋滤作用的陆相沉积；2
Th/K、Th/U比值的大小有密切的关系，但不同的地区其规律有所不同。
二、补偿中子测井（CNL ）
中子测井包括井壁中子测井和补偿中子测井。井壁中子测井受井眼条件影响较大，
而补偿中子测井受井眼条件影响较小。补偿中子测井是一种双源距、双探测器中子测井。它是现今数控测井使用的三种孔隙度测井的主要方法之一。
1、补偿中子测井基本原理
中子由中子源向地层发射，在源的周围，形成超热中子，超热中子在地层进一步
减速，使其能量减小，最后变为热中子。在离源较近的范围内，为超热中子减速区，稍远处为热中子扩散区。热中子在扩散过程中，主要受地层的含氢指数影响，含氢指数越高，热中子的扩散长度就越小，热中子的密度也就越小。也就是说：当地层孔隙度大时，地层含氢量就高，热中子的密度就小，中子探测器的计数率就低；而当地层孔隙度小时，地层含氢量就低，热中子的密度就大，中子探测器的计数率就高。根据这一原理，经过一定的方法刻度、转换，就可以通过中子测井测量地层的孔隙度。
补偿中子测井是利用长短源距两个中子探测器（如图3-13所示）。一般长源距在
50~60cm 之间选择，短源距在30~40cm 之间选择。由于两个探测器所受干扰基本相同，因此，利用长、短源距探测器计数率的比值可以使井眼环境的影响降到最小。
补偿中子测井测量的是长、短源距探测器所探测的热中子的计数率。实验证明，
地层的孔隙度与长、短源距探测器计数率的比值呈一定的函数关系，因此，还需将补偿中子测井所测的长、短源距探测器计数率的比值经过一定方法转换成补偿中子孔隙度。
2、补偿中子测井的影响因素
3、补偿中子测井的地质应用
补偿中子测井的主要地质应用是确定地层孔隙度、判断岩性和识别气层。
⑴ 确定地层孔隙度
补偿中子测井仪是用灰岩刻度的。对灰岩地层，补偿中子测井测得的孔隙度为地
层真孔隙度；而在其它地层，补偿中子测井测得的孔隙度则为地层的视孔隙度。在砂岩地层，测得的视孔隙度比真孔隙度小；而在白云岩地层，
测得的视孔隙度比真孔隙度大。
例如孔隙度为20%的白云岩，测得的CNL 孔隙度为27%；而孔隙度为20%的砂岩，测得的CNL 孔隙度却只有16%。因此，用补偿中子测井确定孔隙度时，必须进行岩性校正。图3-14是补偿中子测井确定孔隙度的岩性校正图版。
⑵ 中子—密度、中子—声波交会确定地层孔隙度和判断岩性
图2－15、图2－16分别是中子—密度、中子—声波交会图。通过补偿中子测井、
岩性密度（或补偿密度）测井、长源距声波（或补偿声波）测井的测井值，可分别在图2－15和图2－16中找到交会点，由交会点的位置就可以计算出地层的岩性和孔隙度。例如，假定中子测井值为10％，密度测井值为2.74 g/cm 2，由图2－15可查处，交会点落在灰岩骨架线和白云岩骨架线之间，因此，地层的骨架岩性应为灰岩和白云岩，并查出地层真孔隙度为5.4％。
⑵ 探测天然气
地层含气时，天然气对中子、密度、声波三孔隙度测井都有影响。根据四川大量测井实例表明：天然气对声波测井孔隙度影响最小，其声波孔隙度基本与地层孔隙度接近；天然气对密度测井的影响是使密度孔隙度有一定增加；天然气对中子测井的影响最大，并且其影响不是使中子孔隙度增加，而是使中子孔隙度减小，这是因为地层含气时，补偿中子测井会产生挖掘效应。因此，我们只需要将中子孔隙度与密度孔隙度或声波孔隙度简单的叠加就可以快速直观地识别气层。图3-17是补偿中子与密度、声波叠加识
三、岩性密度测井（
LDT ）
1、岩性密度测井原理
岩性密度测井（LDT ）是在补偿密度（FDC ）的基础上发展起来的，它可以同时测
量地层的体积密度和光电吸收截面指数。
伽马源发射伽马射线穿过物资时，与物资发生相互作用，一般会产生三种效应，即
电子对效应、康普顿效应和光电效应为（如图2－18所示）。当高能伽马射线（能量大于1.02MeV ）穿过原子核时，会产生电子对效应；中能伽马射线（能量小于1.02MeV 、大于0.15 MeV ）与原子中的电子发生碰撞，把一部分能量传给电子，使电子沿某一方
向射出，损失了部分能量的伽马射线沿另一方向射出，这种效应就是康普顿效应；低能伽马射线（能量小于0.15 MeV ）与原子核的电子层发生作用时，会把全部能量传递给电子，使电子脱离电子层成为自由电子，伽马射线本身被吸收，即产生光电效应。
岩性密度测井通过选择适当的伽马射线源（一般选用选铯源，发射能量为0.661 MeV
的单色伽马射线），使其发射的伽马射线能量小于1.02MeV ，这样，伽马射线射入地层后，就只产生康普顿效应和光电效应。利用康普顿效应可以测量地层密度ρb ，而利用光电效应则可以测量光电吸收截面指数P e 。
地层密度测量：康普顿效应主要取决于单位体积岩石中的光电子数，地层体积密度ρb （g/cm 2）与光电子密度指数ρe 的关系为：
1883.00704.1-=e b ρρ （2－7）
式中 ρb ——地层体积密度；
ρe ——光电子密度指数。
光电吸收截面指数测量：光电效应使伽马射线被原子吸收，释放出光电子，此时原子对伽马射线的吸收截面称光电吸收截面（τ）。τ与原子序数Z 的关系为：
6.4kZ =τ （2－8）
式中 τ——光电吸收截面；
Z ——原子序数；
k ——与入射伽马射线能量有关的系数。
对于岩性密度测井来讲，发射伽马射线能量能量范围一定，取k ＝10－3.6，对岩性
密度测井进行刻度。并定义τ/Z 为效光电吸收截面指数，并用P e （巴／电子）表示，因此有：
6.3)10
(Z P e = (2－9) 为了便于对多矿物组分进行分析，在实际应用中，和定义地层体积密度密度一样，
定义体积光电吸收截面指数U （巴／厘米3）：
e b P U ρ= (2－10)
根据伽马射线能谱分析，伽马光子能量大于0.15 MeV 时，主要为康普顿效应，在该能区设计一个探测器就可以测量地层密度ρb ；伽马光子能量小于0.15 MeV 时，主要发生光电效应，同时也发射康普顿效应，该能区设计一个探测器就可以测量光电吸收截面指数P e 。
岩性密度测井仪设计了长、短源距探测器的能量窗口（如图2－19所示）。对长源
距探测器开设有高能窗口（H ）和低能窗口（S ），高能窗口在康普顿散射区获得地层密度ρb 信息；在低能窗口在光电效应区获得反映岩石成分的P e 信息。短源距只设有高能窗口（H ）。这样，岩性密度测井就可以同时测到地层密度ρb 和有效光电吸收截面指数P e 曲线。
2、岩性密度测井的影响因素
3、岩性密度测井的地质应用
⑴ 确定岩性
不同岩石的有效光电吸收截面指数值具有明显的差别，而且孔隙中流体对P e （或U ）值的影响非常小。表2－6是部分矿物的体积密度ρb 、有效光电吸收截面指数P e 和体积光电吸收截面指数U 。由表2－6中数据分析可知：各矿物岩石之间的P e （或U ）值具有明显区别，并且油、气、水的P e （或U ）值与矿物岩石之间一般都差一个数量级以上。因此，用P e （或U ）曲线能有效的区分地层岩性。图2－20是用P e （或U ）识别岩性的一个实例。从图中可以看出，A 段P e 值近似5，应为灰岩；B 段P e 值近似3，应为白云岩；C 段P e 值近似2，应为砂质泥岩。
⑵ 计算孔隙度
根据实测的地层体积密度值ρb ，可利用体积模型求取地层孔隙度。即： m a f b ρρρ)1(Φ-+Φ=
f
ma b ma D ρρρρ--=Φ （2－11） 式中 ФD ——密度测井计算的孔隙度；
ρf ——地层孔隙中所含流体密度；
ρma ——地层岩石骨架密度。
对于单矿物地层，地层岩石骨架密度有确定值，如灰岩ρma ＝2.71g/cm 3，白云岩ρma ＝2.87g/cm 3，砂岩ρma ＝2.65g/cm 3，因此用2－11式可以很方便的计算地层孔隙度。
对于双矿物地层，可用ρb —P e 交会图求取地层孔隙度和矿物成分的百分含量，如图2－19所示。图中有三条竖线，分别为方解石（C ）、白云石（D ）和石英（Q ），横线为等孔隙度线，孔隙度范围0~50％。单矿物岩石，由ρ
b 、P e 确定的点子应落在竖线上或竖线附近，并可直接通过横线读出孔隙度值。双矿物岩石，可根据ρb 、P e 确定点子的