3.估算地层中泥质含量

在实际应用中首先用自然伽马相对幅度的变化计算出泥质含量指数IGR：

IGR?GR目的?GRmin （4-14）

GRmax?GRminGR目的：目的层自然伽马幅度；GRmax、GRmin为纯泥岩、纯砂岩的自然伽马幅度。通常IGR的变化范围为０～１，用下式将IGR转化成泥质含量Vsh:

GR2GCU?IR?1 Vsh?GCUR （4-15）

2?1GCUR:希尔奇指数，可根据实验室取芯分析资料确定，它随地层的地质年代而改变。

最后还应指出，由自然伽马测井求出的泥质含量是这一参数的上限。因为使用该方法时把地层中的方放射性物质几乎都当成泥质来处理，当地层和岩石骨架中也含有放射性物质时，处理结果就会夸大泥质所占的体积。

第三节 自然伽马能谱测井

自然伽马测井记录的是能量大于100KeV的所有伽马光子造成的计数率或标准化读数。它只能反映地层中放射性核素的总含量，无法分辨地层中含有什么样的放射性核素，地层所能提供的信息没有得到充分的利用。为此研制了自然伽马能谱测井，通过对伽马射线能谱进行分析，不仅可以了解地层放射性总的水平，还可定量测井不同核素的含量，从而得到更多的测井信息和解决更多的地层和油田开发中的问题。

一、自然伽马能谱测井的原理

这种测井方法的实质是根据测量得到的U238、Th232、K40伽马放射性的混合谱来确定它们在地层中的含量。不同岩石含有的化学成分不同，其放射性物质的成分也不一样，泥岩地层的主要成分为粘土矿物，粘土矿物所含的放射性元素也各不相同。纯砂岩和碳酸盐岩的放射性元素含量都较低，但对于某些渗透性的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，在某些适宜条件下沉淀，形成具有高放射性的渗透层，此时可用自然伽马能谱测井划分这样的地层。

1.自然伽马能谱

根据实验室对铀、钍、钾放射的?射线能量的测定，发现铀、钍、钾放射的?射线谱都存在各自易鉴别的特征谱峰。

在K40的伽马仪器谱中（图4-6），可以清楚的看到1.46MeV的光电峰，以及由康普顿散射形成的低能连续谱。在U238系的伽马仪器谱中，最明显的峰是1.76 MeV的光 图4-6 铀系、钍系、40K伽马能谱

电峰，易于识别；Th232系的伽马仪器谱中，最明显的峰是2.62MeV的光电峰。从混合源的伽马仪器谱中可看到相应于K40、U238、Th232的能量分别为1.46MeV 、1.76MeV 、2.62MeV的三个光电峰，且最容易识别，因而选用它们作为识别铀、钍、钾的特征峰。

自然伽马能谱测井的探测器与GR基本相同，所不同的是其增加了多道脉冲，能分别测量不同幅度的脉冲数，从而得出不同能量的?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?射线特征峰值，经剥谱处理可输出铀、钍、钾三条曲线及一条总的自然伽马曲线。 二、自然伽马能谱测井的应用

1.研究生油层

大量研究表明，在岩石中的有机物对铀在地下的富集起到重大作用。所以铀含量可以评价生油层的生油能力。铀与有机碳有很好的对应关系，其在能谱曲线上的特征是钾钍含量高，铀的含量更高。

2.寻找页岩储集层

富含有机物的高放射黑色页岩，在局部地段由于具有裂缝、粉砂、燧石或碳酸盐岩夹层，可成为产油层。这种地层在能谱测井上的特点是钾和钍含量低，而铀含量很高。

3.寻找高放射性碎屑岩和碳酸盐岩储集层

纯的碎屑岩储集层三种能谱值都低，但当这些岩石中含有高放射性矿物如独居石、锆石等放射性矿物时，三种元素的能谱值都特别高。对于碳酸盐储层含有钾盐或长石多时，钾含量明显增高，水中的铀也会在渗透层沉积，所以可以寻找裂缝带储层。

4.研究沉积环境

据统计研究，陆相沉积、氧化环境、风化层的Th/U>7；海相沉积、灰色或绿色页岩，Th/U<7；而海相黑色页岩、磷酸盐岩，Th/U<2。 5.估算泥质

可分别用总计数率、钍含量和钾含量的测井值来计算泥质含量。其方法与自然伽马相似，先用不同的计数率求出泥质含量指数，然后采用相同的公式来计算泥质体积含量。泥质含量指数的计算公式为：

?CTS?CTSmin?IGRS?CTSmax?CTSmin??Th?Thmin? ?IGRTh? （4-16）

Th?Thmaxmin??K?Kmin?IGRK??Kmax?Kmin?式中，CTS—为总计数率；CTSmax,CTSmin—分别为纯泥岩和纯砂岩中总的计数率；Th,K—分别为钍和钾的含量，其下标max,min分别表示纯泥岩和纯砂岩中相应的数值。

然后用下式将泥质含量指数IGR转化成泥质含量Vsh:

2G?IGR?1 Vsh?G （4-17）

2?1通常钍和钾的含量与泥质含量的关系比较稳定，如果铀的含量与泥质含量关系稳定也可用铀来计算。究竟选什么作为最好的测定泥质含量的方法，要根据具体地质条件来定。

此外自然伽马能谱测井还可研究管外窜槽，估计油水推进界面和识别放射性积垢等其它的应用。自然伽马能谱测井虽然有很多优点，但与普通自然伽马测井相比，它的计数率低（铀、钍、钾计数率）、测速慢、仪器复杂、成本高，所以只用来解决复杂岩性测井解释，即在普通方法不能解决问题时采用。

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第四节 密度测井

密度测井是一种孔隙度测井。测量由伽马源放出并经过岩层散射和吸收而回到探测器的射线的强度，用来研究岩层的密度等岩层性质，求得岩层的孔隙度。 一、地层密度测井的基本原理

伽马射线与物质的作用主要有电子对效应、康普顿效应和光电效应，而其中只用康普顿效应才与地层的密度成正比关系。因此密度测井主要是利用康普顿散射现象，康普顿散射?射线强度减弱主要和康普顿吸收系数?有关，而?与岩石的体积密度有关，所以通过测量散射?射线的强度就反映岩层的体积密度。这就是密度测井可以用来研究岩层体积密度的基本原理。

在进行密度测井时，把装有?源、伽马探测器（这两者之间保持一定距离，称之为源距）以及电子线路的下井仪器放入井中。?源和探测器装在滑板上，滑板装在可伸缩的仪器臂上，以液压方法把滑板推靠 到井壁上。?源放出的伽马射线在岩层中运动，因

为散射吸收，强度逐渐减弱，然后由源距不同的探测器接收经过岩石散射后未吸收而到达探测器的散射伽马射线。源和探测器之间由屏蔽隔开，使源发射的伽马光子不能直接到达探测器，仪器背向地层的一方也屏蔽起来，以减小井的影响。离源近的探测器称为短源距探测器，离源远的称长源距探测器，见图4-7。

测井时使用的铯?伽马源，它放出的?量子的能量不是很高，为0.661MeV，这就排除了形成电子对的可能性。如果将记录伽马射线的门坎定位0.1～0.2MeV，也就是说只记录那些能量较高的一次散射或多次散射伽马射线，即相当于H区，那就很大程度上避免了光电吸收的影响。

此时康普顿效应占绝对优势，地层的吸收系数为：

?????e23

ZNA?b??m?b （4-18） A其中：Z为原子序数；A为原子量；NA为阿佛加德罗常数（6.02x10/克分子）；?b为介质体积密度(g/cm3)；?e为一个电子的微观散射截面；?m—为质量吸收系数，当地层中没有重矿物时，它不随Z变化，即对岩性不敏感。如果把仪器在已知密度的介质中事先刻度好，则可以把散射?射线计数率换算成岩层体积密度，直接记录出各个岩层的体积密度来。 二、密度测井的影响因素

1.泥饼的影响

密度测井的探测深度不大，一般局限在冲洗带内，所以仪器和井壁之间的泥饼等介质对测井结果有较大影响，必须予于校正。所以密度测井多采用长源距和短源距的双探测器装置，以便对泥饼等介质的影响加以校正。这种双源距密度测井也称为补偿密度测井。长源距计数率受泥饼影响较小，所以地层密度是以长源距读数为主要依据的。短源距读数受泥饼影响大，它与长源距读数比较后可对长源距读数提供补偿值。短源距一般取20cm左右。

2.井的影响

贴井壁双源距密度测井仪器的读数受井眼影响较小，若井径小于10in，井的影响可以忽略不计但随着井径加大，井的影响也增大。必要时可对井的影响进行校正，用校正后的密度值求孔隙度。否则，测得的密度偏低，而求出的孔隙度偏大，对储集层会得出过分乐观的结论。

3.岩性的影响

密度测井仪器是用纯石灰岩为标准进行刻度的，岩性不同时其骨架会造成附加孔隙度。以石灰岩为标准刻度的仪器，如果忽略了岩性的影响，对砂岩地层求出的孔隙度比实际孔隙度大，而对白云岩求出的孔隙度比实际孔隙度小。当岩石骨架中含有重矿物时，用密度测井求出的孔隙度总比实际孔隙度小。

三、密度测井曲线的应用

1.确定岩层的岩性

用密度和其他孔隙度测井组合可以确定岩性，如果已知岩石的矿物组合，可以确定各种矿物成分含量。 2.确定地层孔隙度

?D??ma??b （4-19）

?ma??f根据测出的地层密度值?b，而骨架密度?ma和孔隙流体密度?f可通过实验求出，从而可得地层孔隙度，但一般不单独使用密度测井确定，而是利用中子—密度测井组合法。

3.划分含气地层

对于含气地层，?b降低，使孔隙度增大，而中子曲线因气层的含氢量降低，使孔隙度变小，所以利用密度测井和中子测井曲线重合可划分气层。 四、岩性密度测井

岩性密度测井是在补偿地层密度的基础上发展起来的，除利用康普顿效应求地层密度外，还利用光电效应来划分岩性。密度测井只利用散射伽马光子的高能谱段（即H段），而低能谱段（即S段）并没有利用，恰恰是这一谱段对岩性有更高的灵敏度。岩性密度测井引入了能谱分析技术，充分利用了散射伽马光子提供的信息。它同时记录高能伽马光子和低能伽马光子，然后用谱仪将H谱段和S谱段分开。利用H谱段得到电子密度指数?e和补偿密度?b，利用S谱段和H谱段计数率的比值求出质量光电吸收截面：

Pe?USU?f()? （4-20） ?eH?b同样，U?Pe?e也可由仪器自动给出。这样，岩性密度测井一次测井就可同时得到体积光电吸收系数U、质量光电吸收截面Pe、电子密度指数?e和地层密度?b等有用参数。其中U对重矿物反映灵敏，可用于复杂岩性的解释工作。

第四节 中子测井

一、热中子测井

由装在下井仪器里的中子源发出中子打入地层，在地层中经过多次弹性散射，快中子变成热中子。在中子减速过程中，氢是岩石对中子减速的决定因素。因此含氢量的多少就决定了热中子的空间分布。在中子源周围氢多的情况下，中子源发出的中子在其附近就迅速减速为热中子，所以中子源附近热中子密度Ｎ较大，待热中子向周围扩散时，不仅空间扩大而且由于被周围原子核俘获的原因，在到达离中子源较远的地方，Ｎ就很小了。

但是，当中子源附近氢含量低时，中子要经过较大的距离才能转化为热中子，所以在离中子源较远的地方，热中子密度较大，而较近的地方热中子密度较小。Ｎ随含氢量的增大而增大，而在大距离情况下，恰好相反，Ｎ随含氢量的增大而减小。在某源距下，不同含氢量具有相同的热中子密度，这个源距称为零源距。

热中子测井曲线读数大致和地层含氢量的对数成比例。如果孔隙中全充满液体（油和水），且不含有结晶水的矿物以大量的泥质（含有较多的束缚水和结晶水），

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则含氢量直接反映地层的孔隙度。

在地层含氯量很高的情况下，热中子的空间分布不仅与地层的含氢量有关，还与含氯量有关，由于热中子被氯原子核强烈地俘获，使热中子密度与含氢相同而含氯量低的地层相比有明显的上升，所以普通热中子测井反映地层孔隙度受地层水含氯量的影响。但在含氯量很小和泥质含量也很少的情况下，这种测井还是能较好地反映地层孔隙度。

为了消除含氯量的影响，多采用补偿热中子测井。下井仪器设计成双源距探测器，分别由长、短源距两个探测器测得两个计数率（长源距约为0.53m(21in)，短源距约为0.32m(12.7in)）。由地面仪器计算这两个计数率的比值，通过模拟计算装置计算出中子测井孔隙度?N，最后以线性比例尺直接记录出?N曲线，这就是补偿中子测井。这种测井不仅能消除氯含量的影响，同时因为长、短源距的计数率所受的干扰相同，而大大减小了井眼参数的影响。

二、超热中子测井

用点状同位素中子源向地层中发射快中子，在离源一定距离的观察点上选择记录超热中子的测井方法称为超热中子测井。超热中子测井仪器有普通管式和贴井壁两种，用后一种仪器进行测井通常称为井壁中子测井。

为选择记录超热中子中子需采取一些技术措施。主要是：①探测器加屏蔽，使热中子到达探测器之前被吸收；②加减速剂，使超热中子在透过热中子屏蔽层后进一步慢化，以提高计数效率。超热探测器多采用He3正比计数管，因为它探测超热中子的效率较高。测量超热中子时，在计数管外加了镉屏蔽层以滤掉热中子，并且在镉屏蔽层与计数管之间再加一层含氢物质，作为超热中子的减速剂（塑料或石蜡），借以提高探测效率。中子源采用中子能量为14MeV的中子发生器。中子源和探测器装在同一滑板上，用推靠器使滑板紧贴井壁。这就是所谓的井壁超热中子测井。井壁超热中子也多采用双源距补偿中子测井仪。超热中子测井的物理基础决定了它的优点和缺点。其优点是测量结果只与周围介质的减速特性有关，与地层含氢量的关系比较简单，突出了对含氢量的识别能力，因而受地层中热中子吸收剂尤其是含氯量的影响较小。其缺点是对井的影响敏感、探测深度小、计数率低。

井壁中子测井在一定程度上克服了这些缺点： (1)探测器紧贴井壁，减少了井的影响；(2)记录超热中子，使岩石骨架和地层水中热中子强吸收体（如氯和硼）的影响降到最小；（3）在底面仪器中完成大部分影响因素的校正。但由于这种仪器的探测深度浅，井壁粗糙及泥饼影响较大，在下套管井中无法进行测量。这种仪器在某些地区仍在应用。

三、热中子和超热中子测井曲线的应用 １、确定地层孔隙度

中子测井仪是用石灰岩进行刻度的，对于石灰岩地层，中子测井的读数即为地层的真孔隙度，但对于其它岩性，就要进行岩性校正。 ２、用中子—密度、中子—声波组合确定地层孔隙度和判断岩性。 ３、用补偿中子(CNL)与补偿地层密度(FDC)测井曲线划分含气地层。 四、中子伽马测井

快中子减速后，热中子继续在地层中扩散，会不断地被吸收，有些核素能俘获热中子，并放出伽马射线。在核物理中把这一过程称为辐射俘获核反应，而由这一核反应产生的伽马射线称为辐射俘获射线。在测井中，习惯把这一反应称为中子伽马核反应，产生的射线称为中子伽马射线。用同位素中子源发射的快中子连续照射井剖面，在一起中离源一定的地方装有一伽马射线探测器，连续记录地层发射的中子伽马射线，这就是中子伽马测井。中子伽马测井值主要反映地层的含氢量，同时又与含氯量有关。

1.中子伽马测井的探测特性

更直观的方法是通过实验作出计数率与源距的关系曲线，如图4-8所示。由图可看出：

（1）随源距L增大，计数率 按指数规律迅速降低，且当L>100cm时，中子伽马计数率已经很低，此时的读数基本只反映背景值。

（2）当L≈35cm时，含氢指数不同的地层有大致相同的中子伽马计数率。此时，测井的读数与含氢量无关，但是能反映地层水矿化度（NaCl含量）的变化。 （3）当L<35cm时，致密地层比孔隙性地层中子伽马读数低；而当当L>35cm时，时，含氢量少的地层中子伽马测井计数率高。 （4）当源距选定后，盐水的中子伽马测井计数率高于淡水。

中子伽马测井的源距一般都是通过实验选定，源距太小受井的影响小，对地层含氢量的变化不灵敏；源距太大则计数率太低，涨落误差大。一般在45～65cm之间选定。中子伽马测井的探测深度比超热中子及热中子测井的都要大，它同样应在标准刻度井中定期进行标定，使测得的结果标准化。

2.中子伽马测井的应用 （1）划分地质剖面

中子伽马曲线与自然伽马曲线配合能有效地识别岩性。 Ｉ、砂、泥岩剖面

在砂泥岩剖面中，中子伽马测井曲线能清楚把砂岩层与泥岩区分开，砂岩的读数高，泥岩的读数低。砂岩的读数随孔隙度增大（孔隙中为油或水）和泥质含量增高而降低。通常，中子伽马曲线与自然伽马曲线配合能有效地识别岩性。

II、碳酸盐剖面

致密的白云岩、石灰岩显示为高读数，泥岩、泥灰岩显示为低读数。石灰岩、白云岩的孔隙度越大或含泥质越高读数越低。在大段致密石灰岩中，低自然伽马和低中子伽马往往是孔隙裂缝带的特征。

III、膏岩剖面

当井剖面中有石膏、岩盐等化学岩时，放射性测井资料显得特别重要。硬石膏在中子伽马曲线上是高读数；石膏因含氢指数为0.49，故显示为低读数。钾盐和岩盐本来应该有很高的中子伽马读数，但往往由于井径扩大而形成较低的读数。

硬石膏的中子伽马读数要比石膏的读数高。当井剖面中含有石膏、岩盐等多种化学岩的复杂岩性时，电测井曲线很难把剖面划分开，而用放射性测井曲线则能可靠地区分岩性，并划分出储集层。例如在大段致密灰岩中，如夹有泥质灰岩、孔隙裂缝带和石膏层，则用下列步骤可以把它们区分开来：

①用中子伽马测井的低读数将上面所说的三种层段与呈明显高读数的致密灰岩区分开。 ②用自然伽马的高读数将上述三种层段中的泥岩划分出来。

③用密度测井和中子伽马测井将石膏和灰孔隙带区分开。若含氢指数相同，灰岩孔隙带的密度要比石膏低得多。通常灰岩的孔隙度比较小，中子伽马测井读数较高。

（2）寻找气层和划分气水界面

当泥浆滤液侵入不深时，在中子伽马探测范围内尚有天然气存在于孔隙中。这种地层含氢指数低（与孔隙中含水或油相比），对快中子的减速能力差，对伽马射线的吸收能力也差，故有较多的中子或伽马射线能到达探测器，中子和中子伽马计数率高。

当泥浆侵入地层较深时，中子伽马探测范围内的天然气全被泥浆滤液推走，气层的特征在中子伽马曲线上就难以显示出来，如图4-9的第1条中子伽马曲线。

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但固井后，天然气又逐步把泥浆滤液排开，恢复了气层的特点。如图4-9的第2条中子伽马曲线，它是在固井后一年半测得的，气层显示以非常清楚。所以，对比不同时间测得的中子伽马曲线是寻找气层的好方法。一般在固井后相隔一周测得两条中子伽马曲线就可看出由泥浆侵入和天然气反推造成的差别。

在判断气层时，应结合其它测井资料，辨别中子伽马读数的变化是由岩性变化引起的，还是有地层含气引起的。若有声波测井曲线，可根据气层出现的周波跳跃现象，与中子伽马的气层特征结合，能更准确地判定气层。

（3）划分油水界面

当地层的岩性、孔隙度比较稳定，地层水矿化度高（NaCl含量大于150g/L）,且侵入不深时，用中子伽马测井有可能识别油水界面。但不能区分孔隙度相同的含油层和含淡水层，这主要是油层和水层相比，若岩石骨架成分相同，两者含氢量几乎相等，而含氯量又相差不大。因而，用同位素中子源的测井方法不能区分孔隙地层是含油层还是淡水层。当然在裸眼井中，用电测井来解决这一问题更为方便，但在下套管后要观察管外液面的变化就得求助于放射性测井。

五、脉冲中子伽马能谱测井

脉冲中子伽马能谱测井是利用14MeV的脉冲中子，在地层中激发伽马射线，对这些射线进行时间和能谱分析，以确定地层的岩性和含油饱和度的测井方法。它是目前唯一不受地层水矿化度影响的、在套管井中测定含油饱和度的测井方法。

1．基本原理

井下脉冲中子发生器向地层发射14MeV的中子束，中子与地层中某些核素的原子核发生非弹性散射，使这些原子核激发，中子的部分动能转变为与其相互作用的原子核的激发能。激发态原子核是不稳定的，其半衰期小于10?6?s，在极短的时间里发射出一个或几个伽马光子，释放多余的能量而恢复到基态。这些光子是在中子脉冲持续期内发生的，在时间分布上可以与此后由其它反应过程产生的光子区分开。不同能量的伽马光子及其强度，标志着地层中特定的核素种类和浓度。

在岩石中常遇到的核素中，C12和O16具有较大的快中子非弹性散射截面，并且经非弹性散射产生的伽马射线能量高，易于识别，因而可利用这一现象来测定地层的含油饱和度。由于这一测井方法经常是测定地层碳和氧的比值，而后再求出含油饱和度，所以常称碳氧比能谱测井，简称碳氧比测井。从快中子非弹性散射产生的伽马射线能谱求出的碳氧比值是脉冲中子伽马能谱测井取得的主要资料，是计算含油饱和度的主要依据。而由非弹性散射伽马谱和俘获伽马谱求出的其它核素的数据可为计算岩性、孔隙度等参数提供资料。综合分析测井得到的数据，就可得到合理的地质解释。

C/O能谱测井就是测量由快中子与地层中的碳、氧元素发生非弹性散射时，放射出的非弹性散射?射线。即测量12C放射出的Er?4.43MeV的非弹性散射?射线和16O放射出的Er?6.13MeV的非弹性散射?射线。

由于非弹性散射?射线、俘获?射线及活化元素?射线分布的时间不同，可以采用与发射中子脉冲的同步技术，把非弹性散射?射线与其它伽马射线区分开。 因为原油中含有大量碳元素，而水中含有大量氧元素，几乎不含碳，所以C/O能谱测井选用12C作为原油的指示元素，16O作为地层水的指示元素。这样C/O能谱测井就用来区分油、水层。C/O能谱测井的测速为2ft/min。

碳氧比能谱测井，通常是先进行连续测井，然后找出有希望的地层进行定点测量。 六、中子寿命测井

中子寿命测井（NLL）也称热中子衰减时间测井（TDT），它是用脉冲中子源向地层发射高能中子，高能中子进入地层后，与岩石中的原子核发生多次碰撞后减速为热中子，然后全部吸收，研究地层中热中子寿命的方法，称为中子寿命测井，用这种测井方法可划分油、气、水层。

1.中子寿命测井的基本原理

由井下仪器的脉冲中子源在井内向地层发射14MeV的快中子，经过地层原子核的散射减速为热中子，直至被俘获，产生俘获?射线。从变为热中子的瞬时起到热中子大部分(约为63.7%)被岩石原子核俘获为止，热中子所经过的这段平均时间称为热中子寿命，用?表示。?的长短与岩石的宏观俘获截面?密切相关，显然?越大，热中子寿命?就越短，它们之间有倒数关系，在无限均匀地层中：

??1 （4-22） V?式中，V—热中子速度，与地层的绝对问题有关，在25℃时为2.2x105cm/s；?—岩石的宏观俘获截面(cm-1)。若?以?s为单位，并将25℃时的热中子速度值代入，可得：

??14550?(?s) （4-23） V??物质的热中子宏观俘获截面?是1cm3的体积中组成物质的所有原子核的微观俘获截面之和。岩石骨架与孔隙中的流体（原油、天然气、地层水）?值存在明显的差别，所以地层的?与孔隙度有关。在沉积岩中，除硼以外，以氯的微观俘获截面为最大，所以岩石的?主要取决于氯的含量，所以记录热中子寿命?或岩石的?均能反映地层中含氯量的多少。盐水层比油层、气层的含氯量大，因此盐水层比油层的?大得多和热中子寿命?小得多的特点，所以中子寿命测井可以用来划分盐水层和油层。

热中子在地层内的扩散中，地层中某点的热中子密度按下式规律衰减：

N?N0?e?t/? （4-24）

式中，N0、N分别为开始衰减时和经过时间t后的热中子密度；?为岩石的热中子寿命。

中子寿命测井可采用固定门或自动调节门法进行测量。进行中子寿命测井时，在发出脉冲中子之后的间歇时间内，选取两个适当的延迟时间T1和T2，分别测量热中子被原子核俘获后放出的俘获?射线，进而求出热中子寿命。

N1?N0?e?T1/? N2?N0?e?T2/? （4-25）

两式相除可得：

??T2?T10.4343(T2?T1)? （4-26）

ln(N1/N2)lgN1?lgN2根据上式，通过计算，就可得出岩石中子寿命曲线?或根据?和岩石的?的关系得出岩石宏观俘获截面曲线?。 2.中子寿命测井的主要应用 （１）定性划分油、气、水层

对应于油气层，?值大，?值小；

水层的?值小，?值大；泥岩层的?值最低，?值最大。因此可以根据中子寿命测井划分油气层和水层，见图4-10。

含氯量较高的水层，对热中子的俘获截面大，所以曲线幅度小，并且随着延迟时间增大而衰减得快。油层则由于热中子的俘获截面小而曲线幅度较大，且随时间延迟增大衰减得慢，所以配合自然伽马测井曲线GR，可用来划分油水层。中子寿命测井要受泥质和地层水矿化度的影响，对测量结果应进行校正。当地层水矿化度很低时，油水界面就难以分清了。一般认为，当孔隙度在15%～25%的范围内时，地层水NaCl的含量超过50g/L，就可用中子寿命测井识别油水层。当孔隙度大

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