第四章 放射性测井（6学时）

放射性测井是根据岩石和介质的核物理性质，研究钻井地质剖面，寻找油气藏以及研究油井工程的地球物理方法。放射性测井方法，按其探测射线的类型可分为两大类，即探测伽马射线的伽马测井法和探测中子的中子测井法。

放射性测井的优点：①裸眼井、套管井内均可进行测井；②在油基泥浆、高矿化度泥浆以及干井中均可测井；③是碳酸岩剖面和水化学沉积剖面不可缺少的测井方法。但是它的测速慢，成本高。

由于生产和解释方法的改进，放射性测井解决生产问题的范围不断扩大，它仍是一项重要的测井方法。特别是核磁共振测井仪的研制成功，更加扩大了放射性测井的应用范围。

第一节 放射性测井基础知识

一、原子核的衰变及其放射性特点 １. 原子的结构

矿物、岩石、石油和地层水都是由分子组成的，分子又是由原子组成的。原子的中心是原子核，离核较远处核外电子按一定的轨道绕核运动。

?位正电正?质子(Z):氢的原子核，带一个单原子核Ａ??原子??中子(N)：不带不

?负电荷?核外电外电子：带一个２.核素和同位素

核素：是指原子核中具有一定数目质子和中子并在同一能态上的同类原子，同一核素的原子核质子数和中子数相等。

同位素：是指核中质子数相同而中子数不同的核素，它们在元素周期表中占同一位置。核素可用下列符号表示：ZXA，其中X为元素符号，Z和A分别为原子序数和质量数。

核素有稳定核素和放射性核素之分。稳定核素的原子核不会自发地变为另一种核，而放射性核素的原子核却能自发地发生衰变，由一种核变为另一种核，并放射出射线。

３.核衰变

放射性核素的原子核自发地发生分解，转变成另外某种原子核，并放出放射性射线?、?、?，这种现象叫核衰变，放出放射性射线的性质叫放射性。如：

19K19K40?40?20Ca40???

???18A40*?18A40?? （4-1）

设在t时刻某种放射性核素有N个原子核，在时间间隔内有dN个发生了核衰变，则有：

?dN??N （4-2） dt式中?：衰变常数，表征衰变速度的常数，即单位时间内每个核发生衰变的几率，?越大衰变越快。 对上式积分，并令t=0时，N?N0，则有：N?N0e??t

此式称为核衰变定律。由上式可看出，随着时间的增加，放射性元素的原子数在减少，当t →?，原子数量越接近于零。除了用?外，还用半衰期T来说明衰变的速度。半衰期就是从放射性元素原子核的初始量，开始到一半原子已发生衰变时所经历的时间，T和?有如下关系：

T??越大，T越短，放射性元素的衰变越快。

0.693 （4-3） ?４.放射性射线的性质

在放射性射线中?、?、?，此外还有其它射线，这里只介绍?、?、?射线。

4①?射线：是氦的原子核流，氦的原子核是He2，因其质量大，易引起物质的电离或激发，被物质吸收，所以它在物质中运动时，射程很小，在空气中为2.5cm

左右，在岩石中和金属矿层中，约为数十万分之一米，因?射线穿透能力很差，所以在井内探测不到?射线。

②?射线：是高速运动的电子流。它在物质中的射程也较短。

③?射线：是频率很高的电磁波（波长为3x10-11～10-9cm）或光子流，不带电荷，但其能量很高，一般在几十万电子伏特以上，并且有很强的穿透能力，例如要使给定的射线强度减弱到一半，则需要穿过12.7mm厚的铅层(铅的吸收能力很强)，所以?射线在放射性测井中能被探测到而得到利用。伽马射线的能量为：

E??h? （4-4）

式中：h——普朗克常数，等于6.63310—34J·s；

?——频率

5.放射性活度和放射性比度

放射性强弱通常以放射性源每单位时间内发生衰变的原子核数来表示，称为放射性活度（强度，老术语）。其单位为，1居里(Ci)定义为每秒有3.7?1010次核衰变。居里的单位太大，常用居里的千分之一（毫居里,mCi）作为单位，微居里(?Ci)。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命名为“贝可勒尔”，符号为Bq。

1Ci＝3.7?1010Bq （4-5）

另外，放射性测井中，也常用计数率 — 脉冲/分钟作为放射性强度的单位。放射性比度（比放射性，放射性浓度）是指单位质量或单位体积的物质的放射性活度。最常用的单位是：Bq/g和Ci/g。纯镭的放射性比度是1Ci/g。

克镭当量/克：每克物质中含有相当于一克镭的放射性就称为一克镭当量/克，所以“克镭当量/克”单位就等于每克物质的放射性强度为一居里。 二、伽马射线与物质的作用

组成伽马射线的伽马光子的能量一般在0.5～5.3MeV之间。在这一能量范围内，?射线穿过物质时，与构成物质的原子发生作用，主要产生如下现象：光电效应；康普顿效应；电子对效应。

1.光电效应

伽马射线穿过物质，与构成物质的原子中的电子相碰撞，伽马量子将其所有能量交给电子，使电子脱离原子而运动形成光电子，伽马量子本身则整个被吸收，这种效应称为光电效应。被释放出来的电子称为光电子，由这种作用释放出来的电子主要是K壳层的电子，也可以是L壳层或其它壳层的电子。光电子所带走的能

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量由下式决定：

Ee?h?0??i （4-6）

光电效应和?射线的能量及吸收物质的原子序数有密切关系，随原子序数增加而迅速增大，但随射线能量增大光电效应迅速减小。利用此效应可寻找重金属及富含重矿物的地层。

2.康普顿效应

当伽马光子的能量较核外束缚电子的结合能?i大得多且为中等数值时，它与原子核外轨道电子相互作用时可视为弹性碰撞，能量一部分转交给电子，使电子以与?光子的初始运动方向成?角的方向射出，形成康普顿电子，而损失了部分能量的?光子则朝着与其初始运动成?角的方向 散射，这种效应称为康普顿效应，见

图4-1。射线通过物质时，康普顿散射会导致?射线强度减弱，其减弱常以散射吸收系数?表示，?与?射线的能量、吸收物质的原子序数以及吸收物质单位体积内的电子数有关，?随射?线的能量增大而减小。

3.电子对效应

当?射线的能量大于两个电子的静止质量能（2m0C2＝1.022MeV）时，则它在通过原子核附近时，与核的库仑场相互作用，伽马光子可以转化为一个正电子和一个负电子，而其本身全部被吸收，这种效应称为电子对效应。

射线通过物质时，以上三种作用都可能发生，但一般来说，E??0.66MeV时，以光电效应为主，光子能量在0.66～1.02MeV的范围内时，以康普顿效应所占比例最大，而当E??2MeV时，电子对效应逐渐处于主导地位。

4.伽马射线的吸收

射线通过物质时，会发生以上三种作用，伽马光子被吸收，?射线强度逐渐减弱，其程度随吸收物质的吸收系数增大而加剧。实验证明?射线强度和穿过吸收物质的厚度有如下关系：

N(L)?N0e??L （4-7）

其中：N、N0分别为未经吸收物质和经过厚度为L的吸收物质的?射线强度；???????为射线经过的吸收物质的厚度为L的总吸收系数，由光电效应、康普顿散射以及电子对效应的吸收系数所决定，其量纲为cm-1。

三、中子与物质的作用

中子的速度不同即能量不同，它与物质相互作用的方式就大不相同，因而中子源发射中子的方式及能量就决定了这些中子在地层中所能发生的核反应的类型，也就决定了中子测井的类型。

1.中子的分类

中子按其具有的动能Ed的大小可分为以下几类：

(1) 慢中子：Ed<1KeV的中子，其中Ed为0.025eV左右的中子叫热中子（相当于与分子、原子、晶格处于热运动平衡的能量），比热中子能量更低的称为冷中子，而能量大于热中子的慢中子为超热中子。

(2) 中能中子：1KeV< Ed<500KeV之间的中子。 (3) 快中子：Ed>500KeV的中子。

中子测井是利用快中子轰击地层，测量经过减速而迁移到探测器并与探测器产生核反应的热中子或超热中子。 2.中子源的分类 （1）同位素中子源

利用放射性同位素核衰变放出的高能粒子去轰击某些靶核物质，实现发射中子的核反应，这样的源称为同位素中子源或放射性中子源。同位素中子源的主要特点是体积小，制备简单。连续发射中子，使用方便，故在中子测井中得到广泛应用。例如镅铍（Am—Be）中子源，利用镅衰变产生的?粒子去轰击铍原子核，给铍原子核以能量，引起铍发生核反应释放出中子来，其核反应式为：

2412374Am95?Np93?He2(?)

912 Be4 （4-8） ???C6?n10?5.7MeV产生快中子的平均能量为5MeV。 （2）加速器中子源

测井用的井下中子发生器是一种加速器中子源。加速器是用人工方法使带电粒子获得较高能量的装置。利用各类加速器所加速的带电粒子去轰击某些靶核，可以引起发射中子的核反应。如D—T加速器中子源，用加速器加速氘核（D）去轰击氚核（T）产生快中子。与同位素中子源相比较，这类中子源有下列特点：强度高，可以在广阔能区内获得单色中子，可以产生脉冲中子，加速器不运行时，没有很强的放射性。产生的快中子能量是14MeV，其核反应方程为：

4 T?D?He2 （4-9） ?n?17.588MeV3.中子与物质的作用

中子与地层的相互作用是中子测井的物理基础。目前测井工作中使用的中子源发射能量为14MeV（井下中子发射器）及几百万电子伏特（同位素源）的中子。这些中子射入地层，与地层的组成物质发生一系列的核反应。中子在物质中运动，可与物质产生如下几种作用：

（1）非弹性散射

快中子先被靶核吸收形成复核，而后再放出一个能量较低的中子，靶核仍处于激发态（即处于较高的能级），这些处于激发态的核常常以发射伽马射线的方式释放出激发能而回到基态，这种作用过程称为非弹性散射，或称（n,n'）核反应，由此产生的伽马射线称为非弹性散射伽马射线。以中子的非弹性散射为基础的测井方法，称为快中子非弹性散射伽马法。如高能快中子打到碳原子核、氧原子核上就会产生非弹性散射，并放出不同能量的伽马射线，C/O比能谱测井就是测量该伽马射线。（C/O比能谱测井的原理）

（2） 弹性散射

高能快中子经过一、二次非弹性散射后，降低了能量，中子已经没有足够的能量再发生非弹性散射或(n,P)核反应，它和原子核碰撞时就只能发生弹性散射而继续减速。弹性散射时中子和原子核发生碰撞前后，中子和靶核的总动能不变，中子损失的动能全部变成了靶核的动能，而中子能量减小，运动速度降低并发生散射。在弹性散射过程中，靶核越轻，它得到的能量越多，中子损失的能量就越大，速度下降就越大。氢是所有元素中最强的中子减速剂，这是中子测井地层含氢量及解决与含氢量有关的各种地层问题的依据。

一个中子与一个原子核发生散射的几率称为微观散射截面，用?s表示，单位为巴（10-28m2）。1cm3物质中原子核的微观散射截面的总和称为该物质的宏观散射截面，以?s表示。在岩石中，快中子从初始能量减速到0.025eV的热中子所需的时间称为中子在岩石中的减速时间?f。中子源发射出的快中子减速到热中子所移

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动的直线距离R称为中子的减速距离。中子在岩石中的减速长度定义为：

R Lf? （4-10）

6岩石的宏观减速能力主要有含氢量来决定。含氢量大的岩石中子减速长度就小。 （3）热中子在岩石中的辐射俘获

快中子经过一系列的非弹性碰撞，能量逐渐减小，最后当中子的能量与组成地层的原子处于热平衡状态时，中子不再减速。处于这种能量状态的中子称为热中子。在温度为25℃时，标准热中子能量为0.025eV，速度为2.23105cm/s。此后，中子与物质的相互作用将不再减速而具有新的特点。热中子在介质中的扩散过程与气体分子的扩散过程相类似，即从热中子密度大的地方向密度小的地方扩散，一直到该被介质的原子核俘获为止。在辐射俘获核反应中，靶核俘获一个热中子而变为激发态的复核，然后放出一个或几个伽马光子，以放出激发能而回到基态，这种反应称为辐射俘获核反应，或称(n,?)反应。在热中子的作用下，几乎所有元素都产生辐射俘获。这种核反应就是靶核将热中子俘获而处于激发态，又很快以?射线的形式将激发能释放掉而回到稳定的基态。靶核每俘获一个热中子可以放出一个、两个和三个?量子。

一个原子核俘获热中子的几率称为微观俘获截面，以巴为单位，用?a表示。1cm3的介质中所有原子核微观俘获截面的总和称为宏观俘获截面，用?a表示，单位为cm-1。

热中子从产生的位置到被吸收位置的直线距离称为扩散距离，以rt表示。在核物理中把热中子在介质中的扩散长度定义为

2r Lt?t （4-11）

6当岩石中俘获截面大的核素含量高时，它的宏观俘获截面就大。氯比沉积岩中一般元素的俘获截面大得多，所以含有高矿化度水的岩石比含油的同类岩石宏观俘获截面要大。

四、放射性强度的探测 1.伽马射线的强度的测定 （1）放电计数管

放电计数管是利用放射性辐射使气体电力的性质来探测伽马射线的装置，如图4-2所示。一般是在密封的玻璃管内充满惰性气体，装有两个电极，中间一条钨丝当作阳极，玻璃管内壁涂上一层导电物质作阴极，在阳极和阴极之间加较高的电压。当岩层中的?射线进入管内时，它从管内壁的金属物质中打出电子来，这些电子引起管内气体电离，产生电子和正离子。在高压电场作用下电子被吸向 阳极，并受到电场的加速作用，获得很大能量，在它移 动过程中又使其它气体分子电离，产生电子和正离子，并也被电场加速。这样就有大量的电子到达阳极， 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。同时，?射线进入计数管，就有新的脉冲被记录下来。此种计数管对?射线效率很低，故目前应用比较少，一般采用闪烁计数器。

（2）闪烁计数器

闪烁计数器由光电倍增管和NaI晶体组成（图4-3），利用被激发物质的发光现象来探测?射线。当?射线射到NaI晶体上时，就从它的原子中打出电子，这些电子具有较高的 能量，一致它们在晶体内运动时足以把它们碰撞的原子激发，被电子激发的原子回到稳定状态时就放出光子。光子射到光阴极上时，就放出光电子，光电子在电场作用下就趋向阳极。D为聚焦电极，把从光阴极放出来的光电子聚焦到D1电极上，D1到D8是相同的电压，而电压是递增的，从每一极上打出来的电子立即被加速到后一极上去，这样产生更多的电子。此过程继续下去，可将原先光阴极上发射的电子倍增到极大的数目，最后收集到阳极A,从阳极输出至记录线路。由光电倍增管和NaI晶体构成的计数器具有计数效率高，分辨时间短的优点，在放射性测井中已被广泛应用。

2.中子的探测

中子测井测量的热中子和超热中子的能量均在慢中子能量范围之内，因此只讨论慢中子的探测方法。中子与带电粒子不同，不能直接使气体电离，它与原子中电子作用的几率又很小，主要是与原子核发生作用。因此，探测中子主要依靠中子和原子核的核反应进行的，它与某些物质的原子核产生核反应，能放出电离能力很强的带电粒子，以此为基础可探测慢中子的强度。测井用到的有三类探测器：三氟化硼正比计数管、锂玻璃探测器及氦计数器。其核反应方程分别为：

硼俘获热中子的核反应式为：

1074 B5?n10?Li3?He2(?)?2.792MeV （4-12）

2锂俘获热中子的核反应式为：

634 Li3 （4-13） ?n10?H1?He2(?)?4.780MeV利用核反应所产生的带电粒子?或p使探测器的计数管气体电离形成脉冲电流，产生电压负脉冲，或使探测器的闪烁晶体形成闪烁荧光，产生电压负脉冲来接收记录中子。

第二节 自然伽马测井

把仪器放到井下，测量地层放射性强度的方法叫自然伽马测井(GR)。这种方法已有很长的历史，GR与SP相配合能很好地划分岩性和确定渗透性地层，GR的另一优点是可在套管井中测量。

一、岩石的放射性

23223822740岩石的放射性，主要是由于含有铀(U92)、钍(Th90)、锕（Ac80）及其衰变物和钾的放射性同位素K19，这些核素的原子核在衰变过程中能放出大量的?、

?、?射线。岩石的放射性强度决定放射性元素的含量。一般条件下，岩石的放射性物质含量很少，按放射性的强弱沉积岩可分为以下几类：

(1) 自然伽马放射性高：放射性软泥、红色粘土、海绿石砂岩、独居石等岩石。

(2)自然伽马放射性中：浅海相和陆上沉积的泥质岩石，如泥质砂岩，泥质石灰岩，泥灰岩等。 (3)自然伽马放射性低：砂岩、石灰岩、石膏、岩盐、煤和沥青等 根据实验和统计，沉积岩的自然放射性一般有以下变化规律： (1)随泥质含量的增加而增加

(2)随有机物含量的增加而增加,如沥青质泥岩的放射性很高 (3)随着钾盐和某些放射性矿物的增加而增加。

在油气田中常遇到的沉积岩的自然伽马放射性主要取决于泥质含量的多少。但必须注意，从问题的实质看，岩石自然放射性的强度是由单位质量或单位体积岩石的放射性同位素的含量而决定的，当利用自然伽马测井资料求地层泥质含量时应作全面考虑。 二、自然伽马测井测量原理

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自然伽马测井的测量装置由井下仪器和地面仪器组成。下井仪器有探测器（闪烁计数管）、放大器和高压电源等几部分。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?射线转化为电脉冲信号，经放大器把电脉冲放大后由电缆送到地面仪器。把自然伽马测井仪下到井中，测量地层放射性强度随深度变化的曲线，称为自然伽马曲线(GR)。 三、自然伽马测井曲线特点 1.理论曲线

根据前面所讲的理论计算公式可计算出自然伽马测井的理论曲线，如图4-4所示，图中??0.1cm?1，r0?15cm。其特点为： （1）上下围岩的放射性相同时，曲线对称于地层中点，在地层中点处有极大值或极小值，反映该层放射性大小。

（2）当地层厚度h小于三倍的钻头直径d(h<3d)时，极大值随地层厚度h增加而增大（极小值随地层厚度h增大而减小）。当h≥3d时，极大值（或极小值）为一常数，与地层厚度无关，与岩石的自然放射性强度成正比。

（3）h≥3d时，由曲线的半幅点确定的厚度等于地层的真实厚度，当h<3d时，由半幅点确定的地层厚度大于地层的真实厚度，而且地层越薄，大得越多。 理论曲线是在测速为零、点状计数管的条件下计算得到的，但实际测井中，计数管不是点状的，测速也不为零，所以实测曲线和理论曲线是有些差异的，但基本形状仍然相似。

2.自然伽马测井曲线的影响因素 （1)层厚的影响。

地层变薄会使泥岩层的自然伽马测井曲线值下降，砂岩层的自然伽马测井曲线值上升，并且地层越薄，这种下降和上升就越多。因此对h<3d的地层，应用曲线时，应考虑层厚的影响。

（2)井参数的影响。

泥浆、套管、水泥环所具有的放射性通常比地层低，同时又能吸收来自地层的伽马 射线，所以这些井内介质一般来说会使自然伽马测井读数降低。

井径的扩大意味着下套管井水泥环增厚和裸眼井泥浆层增厚。若水泥环和泥浆不含放射性元素，则水泥环和泥浆层增厚会使GR值降低，但由于泥浆有一些放射性，所以泥浆的影响很小。套管的钢铁对?射线的吸收能力很强，所以下了套管的井，GR值会有所下降。

（3）放射性涨落的影响。

在放射性源强度和测量条件不变的条件下，在相等的时间间隔内，对放射性的强度进行重复多次测量，每次记录的数值是不相同的，而总是在某一数值附近上下变化，这种现象叫放射性涨落。它和测量条件无关，是微观世界的一种客观现象，且有一定的规律性。这种现象是由于放射性元素的各个原子核的衰变彼此是独立的，衰变的次序是偶然的等原因造成的。放射性涨落与仪器引起的系统误差及由操作造成的偶然误差有本质的不同。确定涨落误差的正常范围，对判断和划分地层有很重要的意义。只有正确地但由涨落误差引起的读数变化与地层性质引起的变化区分开，才能对放射性测井曲线进行正确的地质解释。

由于放射性涨落的存在，使得GR曲线不像电测井光滑。放射性测井曲线上读数的变化，一是由地层性质变化引起的，另一方面是由放射性涨落引起的，要对放射性测井曲线进行正确地质解释，必须正确区分这两种原因造成的曲线变化。

（4）、v?的影响。

进行放射性测井时，当仪器在井中的测速v很小时，在均匀放射性地层中测得的自然伽马曲线形状与理论曲线形状相似，而当测井速度v增大时，实际测得的放射性地层的自然伽马曲线就不对称了，与理论曲线相比，这些曲线沿仪器移动方向发生了偏移。测井速度v和积分电路时间常数?的乘积越大，这种影响就越显著。

v?对记录的自然伽马测井曲线发生影响的原因是由于仪器中的积分电路有惰性，而这种惰性当下井仪器以一定速度连续移动时会表现出来。

（1）v??0的曲线与v??0曲线不重合，不同v?测得的曲线只有起点是相互一致的。这是因为积分电路开始充电时刻相同，输出电压在同一点开始上升，而后因v?值不同，充电的快慢不一致，彼此就分开了。

（2）v?越大，曲线的幅度下降得越大。一方面，若?固定，积分电路充电的速度是固定的，v越大则通过放射性地层所用的时间越短，h/v小，积分电路就来不及充电，输出电压所能达到的数值就越低；另一方面，若固定v，则通过放射性地层的时间是固定的，而积分电路充电的速度是不同的，输出电压达到一定数值所需要的时间不同，?越大所需要的充电时间越长，就越来不及使输出电压达到最大，因而幅度下降得较多。而v?综合了这两方面的影响。

（3）在仪器移动方向上，v?越大，曲线拖尾越长。这是因为探测器离开放射性层段后，积分电路的输出电压仍按一定的规律下降，这需要一定的时间并且在井中移动一段距离后才能达到原始状态。

另外，v?越大，曲线越不对称，其极大值和上下半幅点的位置分别对地层中心及上下界面向仪器移动方向移动了一段距离，此时由半幅点确定的视厚度要大于地层真厚度。

（4）随着地层厚度h的减小，v?的影响增大。

在作定量解释时，可应用关系曲线的分别对v?的影响进行地层厚度、地层界面位移和曲线幅度值的校正。 四、自然伽马测井曲线的应用 1.划分岩性

当自然电位测井曲线变化缓慢、平直，或由于井条件（非导电泥浆、空井、下套管井）而不能测量自然电位时，自然伽马测井对划分泥岩层特别有用。它主要根据地层中泥质含量的变化引起GR曲线幅度变化来区分不同的岩性。

在自然伽马测井曲线上，一般泥岩和页岩以明显的高放射性显示出来，而且可以连成一条相当稳定的泥岩线，超过这条泥岩线的是岩浆岩、富含放射性矿物的砂岩或石灰岩及海相泥岩等。石膏、硬石膏、盐岩和纯的石灰岩、白云岩的放射性很低，形成井剖面上的基值线，白云岩往往比石灰岩的放射性高，这是由于含放射性物质的地层水在碳酸盐白云岩化的过程中将放射性物质带入了岩石。在砂、泥岩剖面，纯砂岩GR值最低，粘土岩和泥岩GR值最高，泥质砂岩较低，泥质粉砂岩和砂质泥岩较高，即自然伽马随泥质含量的增加而升高，见图4-5。

在碳酸盐剖面，纯白云岩、石灰岩GR值最低，粘土岩、泥岩和页岩GR值最高，泥灰岩较高，泥质石灰岩、泥质白云岩介于它们之间，也是随泥质含量的增加而曲线数值升高。在膏岩剖面，岩盐、石膏层GR值最低，泥岩GR值最高。

2.进行地层对比

以单井划分岩性为基础，可在构造面上用几口井的曲线进行地层对比。自然伽马曲线进行地层对比具有以下优点：①GR曲线与地层中所含流体性质（油、水或气）无关，储层含油、含水或含气对曲线影响不大，或根本没有什么影响，用自然电位和电阻率进行对比，同一储层由于含流体性质不同差别很大。含水时自然电位异常幅度大，电阻率低。韩尤其是异常幅度小，电阻率高。②与地层水和泥浆矿化度无关，其幅度主要决定于地层中的放射性物质，通常对于不同岩性其幅度较为稳定。③很容易识别对比标准层，通常选用厚度泥岩作标准层，进行油田范围或区域范围内的地层对比。④在膏岩剖面及盐水钻井液条件下，自然电位和电阻率曲线变化很小，就显示出来自然伽马曲线进行对比的优越性。⑤可以在套管井中进行地层对比。

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