测井作业题

1、储集层的定性识别方法，并举例说明其应用。

在测井解释中，人们最感兴趣的是首先划分出具有储集能力的地层，以便集中精力对其进行研究．由于这些层具有孔隙性和渗透性，使它们在测井曲线上表现出特有的反映．在渗透性地层上，由于泥浆侵入，常常出现泥饼和环形侵入带，这个带含有不同于原始地层的孔隙流体，并且细分为冲洗带、过渡带、环带等几部分．人们就是利用这些现象在测井曲线上的反映，从测井曲线上划分出渗透性地层和判别地层孔隙中流体的性质．定性识别储集层的最常用方法是自然电位、自然伽玛、井径、微电极曲线和深浅电阻率差值等．

1)自然电位测井

当泥浆滤液和地层水的矿化度有明显差别时，渗透性地层的自然电位将偏离泥岩线．地层水矿化度大于泥浆矿化度时，自然电位曲线由泥岩线偏向负的一边，否则偏向正的一边．在利用自然电位划分渗透性地层时应该注意，在Rmf≈Rw的井段，自然电位曲线没有偏转并不意味没有渗透性地层存在；在淡水泥浆的情况下，由于动电电位影响，对着低渗透地层有可能出现较大的自然电位曲线偏转。

2)自然伽马测井

储集层一般表现为低放射性，而泥质围岩表现为高放射性，所以自然伽马测井曲线往往和自然电位曲线有相似的变化趋势．同样，在应用自然伽玛测井曲线划分渗透层时也要注意个别的情况，如砂岩储集层含有云母、钾长石或带有铀、钍的重矿物时，也会出现高放射性．另外，渗透性极低的岩盐、石膏和硬石膏层也表现为低放射性．

3)井径测量

在渗透性地层上，由于泥浆的渗透在井壁上结有泥饼，使井径小于名义井径，同时由于泥岩段常常由于井壁坍塌造成井径扩大，使储集层和围岩形成明显差异．当然，在应用时也应该注意，储集层段井壁有时也会发生垮塌．

4)微电极系测井

在渗透性地层，由于井壁有泥饼存在，微电极的视电阻率是由泥饼和冲洗带两部分介质的电阻率所决定，泥饼电阻率一般比泥浆电阻率高1.5~2倍，但是比地层冲洗带电阻率低许多，所以泥饼将使视电阻率降低．因为微电位电极系的探测深度比微梯度电极系大些，所以两条曲线受泥饼的影响不同，在渗透性地层会出现微电位高于微梯度的“正”幅度差．根据微电极的“正”幅度差划分渗透性地层，是根据测井曲线划分渗透层的有效手段之一．在泥岩井段，由于地层没有渗透性，井壁没有泥饼，如果井径没有明显扩大，电极系与井壁接触良好，微电位和微梯度曲线读数将基本一致．

需要注意，在井径扩大，电极系与井壁接触不好时，也可能出现正幅度差．不过，这些现象不难根据其他曲线判断出来．

5)中子-密度测井

适当地选择中子测井和密度测井曲线的横向比例尺，或者把密度测井曲线换算成密度孔隙度曲线，并和中子测井曲线以相同的比例尺画在一起，可以清楚地划分出渗透性地层和非渗透性层．在砂泥岩剖面上，泥岩的中子孔隙度比密度孔隙度大多得，而在含水的纯砂岩上两条曲线基本上合在一起．在碳酸盐岩剖面上，泥岩在中子和密度测井曲线上的表现和在砂岩剖面时相同，在含水的石灰岩上两条曲线基本一致，而在白云岩上密度孔隙度低于中子孔隙度，两者相差的幅度不如泥岩上的大．

6)核磁测井

核磁测井T2谱曲线一方面反映与岩性无关的总孔隙度，同时也反映孔隙尺寸的分布．短T2反映泥岩束缚水中质子的弛豫速度，以及这部分水所占据的孔隙大小，所以可以作为一种泥质指示，把泥岩和砂岩区分开，如图1.11所示．图中pu为孔隙度单位．只要渗透性储层的厚度大于仪器纵向分辨率，利用上面的方法都能比较好地划分出来．采用多条曲线综合分析，效果会更好．例如，在利用自然电位划分渗透性地层时，同时参考电阻率曲线；利用自然伽马曲线时，同时考虑中子测井曲线等等．图1.12是综合利用自然伽马测井曲线、电阻率测井曲线和孔隙度测井曲线划分储层的典型情况。

2、岩性和孔隙度的确定方法并举例说明其应用。

当岩石骨架成分或流体性质发生变化时，不同测井结果的反映是不同的．把这些方法结合起来就有可能做出关于岩性和孔隙度的判断。

1）用单一孔隙度测井资料确定孔隙度

1.1）密度测井

密度测井确定含流体纯岩石孔隙度的关系式为

式中ρma和ρf分别为岩石骨架和孔隙流体的密度，ρb为密度测井读数．

在现代测井解释中，解释结果有时用视石灰岩孔隙度显示．这时，无论地层是什么岩性，都用石灰岩骨架密度 2.71 g/cm3代入（5.1）式中的ρma.

例如，某砂岩层测得的体积密度为2.32 g/cm3，其骨架密度为2.65 g/cm3，泥浆滤液密度ρf为1.0 g/cm3，按（5.1）式计算的密度孔隙度为20％；而计算的视石灰岩孔隙度为22.8％．因此，在阅读密度孔隙度曲线时，要注意所用的刻度比例尺．

1.2）中子测井

中子测井确定含水纯岩石孔隙度的关系式，按体积模型可以表示成

式中H，Hma和Hf分别为地层、岩石骨架和孔隙流体的含氢指数．因为含氢指数和孔隙度关系密切，有时也用孔隙度符号表示，即

式中? N，? Nma和? Nf分别为地层、岩石骨架和孔隙流体的中子孔隙度，它们均用视石灰岩孔隙度单位。

1.3）声波测井

声波测井确定含水纯岩石孔隙度所采用的基本关系式通常称为时间平均公式或威利（Wyllie）公式，其形式为

对于未压实的疏松砂层或弱胶结砂岩，按上式计算的孔隙度比实际孔隙度偏大，需要进行压实校正．考虑压实影响的孔隙度关系式为

式中?S是用声波测井按含水纯岩石体积模型公式计算的岩石孔隙度；CP是压实校正系数，其数值大于或等于1．

压实系数CP可利用岩心孔隙度，或其他来源的真孔隙度，如利用中子或密度曲线计算的含水纯岩石孔隙度与（5.4）式计算的?S相比较而求得．也可采用邻近非压实泥岩的时差Δ tsh与压实泥岩时差比较，一般压实泥岩时差在300~330 ms/m，国外通常用300 ms/m 作为压实泥岩的标志，这样CP= Δ tsh /300．

声波孔隙度反映的是粒间孔隙即原生孔隙度，当岩石中有裂缝和洞穴等次生孔隙存在时，按（5.4）式计算结果比实际孔隙度（总孔隙度）偏低．

1.4）核磁测井

现代核磁测井仪采用自旋回波法记录横向弛豫的衰减过程．当选择的回波间隔TE足够小，且等待时间TW足够长时，核磁测井记录的信号最大幅度与岩石孔隙流体中质子总量（可刻度成孔隙度）成比例．但是，由于孔隙尺寸不同会影响质子极化强度的衰减速度，所以极化强度信号表现为多指数的形式。

式中Pi为横向弛豫时间等于T2i成分的初始强度．因为总信号强度∑Pi对应于总孔隙度，则Pi对应于横向弛豫时间等于T2i部分的孔隙度．因此，含流体岩石的T2分布（图5.2）基本上反映了岩石的孔隙尺寸分布，因为核磁测井的探测范围是在储集层的冲洗带内，残余天然气的影响比较小．

2）确定岩性与孔隙度的作图法

用一种孔隙度测井资料确定孔隙度的方法，只是在岩性已知并且岩性简单的特定情况下，才能得到好的效果．然而，实际情况往往是很复杂的，如岩石骨架是由两种或两种以上矿物组成，并且组合的比例也是未知．如果在仪器探测范围内岩石孔隙中还含有油气，会使确定岩性和孔隙度变得更加复杂．另外，岩石的孔隙结构和几何特征对三种孔隙度测井响应的影响是不同的，声波测井主要反映均匀分布的原生孔隙（粒间和晶间孔隙），而中子测井和密度测井反映的是总孔隙度，即原生孔隙和次生孔隙（孔洞、裂缝、裂隙等）之和．在上述复杂情况下，必须综合利用多种孔隙度测井方法确定岩性和孔隙度．究竟选择哪些测井方法进行组合，要根据具体情况而定．

2.1 ）重叠法

在现代测井解释中，重叠法是一种快速划分岩性、判断泥浆侵入性质和含油性等的有效方法．它是利用不同测井曲线对地层某种性质反映的差异，将不同的曲线用相同的参考刻度标准化后重叠起来，从而发现和区分地层的不同性质．重叠法的种类很多，在划分岩性和估计孔隙度时，中子-密度孔隙度测井曲线重叠法的应用比较普遍．

在这种重叠图中，密度和中子测井曲线通常采用视石灰岩孔隙度刻度．作为例子，表

5-1举出了某些岩石在中子—密度孔隙度重叠图上的特征．

表5-1 含液体单矿物岩石在中子-密度孔隙度重叠图上的特征

2.2 ）交会图法

当地层是由两种矿物组成时，利用两种孔隙度测井的交会图可以确定岩性和孔隙度．交会图种类很多，为了有效地识别各种岩石类型的混合矿物，需要采用不同类型的交会图．

1. 中子-密度交会图

2. 声波-密度交会图

3. 声波-中子交会图

4. 密度-光电吸收截面指数交会图

图5.4所示是中子-密度交会图中的一种．该图的纵横坐标分别为线性刻度的密度和中子孔隙度（井壁中子）．在图上预先按照单一矿物的纯地层作出四种岩性线

图5.4 中子-密度交会图

最上边的一条为纯含水砂岩线，代表平均骨架密度为2.65 g/cm3、孔隙度从0至30％的纯砂岩，孔隙中的水为淡水，其密度为 1.0 g/ cm3；第二条为纯含水石灰岩线，代表由方解石组成的，骨架密度2.71 g/cm3、孔隙度从0至30％含淡水的石灰岩；第三条为纯含水白云岩线，代表由白云石组成的，骨架密度为 2.87 g/cm3、孔隙度从0至30％含淡水白云岩；第四条为硬石膏线，代表骨架密度为2.98 g/ cm3的硬石膏．这四条岩性线的制作过程是：首先假设孔隙度为0，5，10，…，30（用百分数表示），然后根据砂岩骨架密度ρ ma为2.65 g/cm3和淡水密度ρ f为1.0 g/cm3按岩石体积密度公式计算出对应上述各孔隙度时的砂岩密度值ρ b，用求得的ρ b和ρ ma =2.71，ρ f =1.0用（5.1）式计算出各点的密度孔隙度? D（视石灰岩孔隙度单位）；

根据假设的孔隙度值从图5.1中读出相应的中子孔隙度?N（井壁中子读数经过井眼校正后的值）；最后根据ρ b或? D与? D作图．可得孔隙度为0~30％的纯砂岩点，然后画出光滑曲线即砂岩线，其他孔隙度值可在已知孔隙度两点间线性内插求得．

石灰岩线刻度最简单，在图上找出?= 0和?= 30%的两点（即?D = 0或ρ b=2.71，?N =0 和? D =30或ρ b=2.2，? N =30），在两点之间线性内插便得到其他孔隙度值．白云岩线的制作与砂岩线相同．硬石膏线完全是按含水纯岩石模型公式计算的．

根据作图原理可以看出，交会图上的每一条岩性线代表孔隙度为不同值的单矿物岩石；任何两条岩性线之间，代表由相应的两种矿物组成的孔隙度为各种数值的过渡岩性，点子靠近哪条岩性线，就以那种矿物为主．在应用这个图版解释时，把对应某一岩层的密度值和中子孔隙度值分别代入图版，如果岩层为某一单一矿物组成，纵横坐标交点将落在相应的岩性线上，并根据岩性线上的孔隙度值读出孔隙度．当岩石由两种矿物组成时，纵横坐标交点将落在岩性线之间的某个位置，如图上的P点．

如果已知这个岩层是由白云石和方解石两种矿物组成，则作AB线并使其平行于白云岩和石灰岩线相同孔隙度点的连线，孔隙度由A和B在岩性线上的位置而定，两种矿物成分的混合比例由P点在AB线上的位置确定．图中P点的白云石含量为PA/AB，方解石含量为PB/AB，结果用百分数表示．

矿物组合的选择，一是根据地质上的可能性；二是根据其他岩性交会图．从图5.4可以看出，如果P点不是由白云石和方解石组成，而是由石英和白云石组成，所求出的孔隙度基本上是一样的．也就是说，在矿物组合的选择不太准确的情况下，这种交会图仍能给出比较准确的孔隙度值．

根据矿物的百分含量及其密度，可计算过渡岩性的视骨架密度(ρma)a．例如，P点岩性是方解石和白云石过渡岩性，其方解石含量0.667（66.7％），白云石含量0.333，方解石和白云石的密度分别为2.71 g/cm3和2.87 g/cm3，则视骨架密度为(ρma)a=2.71×0.667+2.87×0.333=2.76 g/cm3．如果在图上内插若干视骨架密度线，则可直接读出(ρma)a．图 5.5是用来确定(ρ ma)a的中子-密度交会图．

图5.6是声波-密度交会图解释图版，单矿物岩石线是按着含水纯岩石公式计算的，因而都是直线．这种交会图对分辨石英、方解石和白云石的能力很低，如果矿物组合选择错误，或者声波时差和岩石密度读数有微小误差，都会给确定的孔隙度带来很大误差．但是由于图中岩盐、石膏和硬石膏点分开距离较大，因此对岩盐、石膏等蒸发岩类矿物有较好的分辨力，在膏盐剖面判别岩性的效果较好．

声波-中子交会图与密度-中子交会图一样，对砂岩、石灰岩和白云岩分辨能力较好，当矿物组合选择错误时，对孔隙度求取只有较小的影响．但是，该图对蒸发盐类分辨能力很差．图5.7是声波-补偿中子孔隙度测井交会图．

这种交会图是对时间平均公式（实线）和对观测的声波传播时间和孔隙度转换关系（虚线）做出的．在识别矿物和确定孔隙度时，应采用根据本区已往经验表明最合适的转换公式．

3）确定岩性和孔隙度的数值法

从数学的角度来说，把基本的孔隙度测量结果或其他合适的测井曲线转变成孔隙度和岩性，以及识别出孔隙流体性质，就是解一个方程或联立方程组．如果岩石骨架仅由一种已知矿物组成，并且其中饱和的流体也是已知的，则采用任何一种孔隙度测井都可以确定出孔隙度．换句话说，一个方程（一种测量结果）就足够解出一个未知量（在这种情况下是孔隙度）．但是，如果除了孔隙度之外，组成岩石骨架的两种已知矿物的混合比例也是未知的，那么就需要两个独立方程（两种测井结果）解出两个未知数（此时为孔隙度和矿物成分比例）．例如，对于白云岩和石灰岩的混合体，可以使用中子和密度测井组合．它们对于孔隙度和岩性的响应为

式中：ρ 1和ρ 2分别是方解石和白云石颗粒密度；? N1和? N2是方解石和白云石的中子孔隙度；V1和V2分别为岩石骨架混合体中方解石和白云石以小数表示的相对体积含量．在上面两个方程中有三个未知数：?、V1、V2，但是，由于岩石骨架中各矿物以小数表示的相对体积含量及孔隙度之和必然等于1，所以白云石的含量可以用方解石含量表示，于是上面方程中的未知数个数减少为两个，或者说可以把物质平衡方程? + V1 + V2 = 1作为第三个方程包括进来．由于方程数目（独立的测井曲线结果）与未知数的数目相等，解此方程组可求得孔隙度和两种矿物含量：

一种测井曲线对另一种测井曲线交会的图版是应用两种测井曲线响应确定孔隙度和岩性的

简单近似作图解．图5.4、图5.6和图5.7就是这样的例子．当岩石骨架是未知的单一矿物组成时，也可以使用这些图版．问题是同样的，有两个方程和两个未知数．在这个问题中未知数为孔隙度和待定矿物（即它的ρ ma和? Nma特征）．这里要假设，沉积岩中常遇到的大多数矿物的ρ ma和? Nma是已知的．

当有更多未知数时，譬如骨架中包括三种矿物，则要求引入另一个独立的方程（或测井曲线）．声波测井曲线可以补充到中子-密度测井组合中，例如，对于方解石、白云石和石英的混合体，方程组变成

式中：V3表示石英的相对体积含量；ρ 3、Φ N3和Δt3分别为石英的骨架密度、含氢指数和声波传播时间；Δt1和Δt2分别为方解石和白云石的声波传播时间．解此方程组可得出四个未知数的解（V1，V2，V3和Φ）．M-N交会图，(ρ ma)a与(Δtma)a的MID图和(ρma)a与(Uma)a的 MID图是四元方程组四个未知数的作图解.

更复杂的混合体可以通过引入更多的方程（测井曲线）来解决．当然，新增加的方程应该是对同样的未知的岩石物性参数，但不一定是所有的未知物性参数的响应．

建立能够解含有大量未知岩石参数的五元、六元和更高元联立方程系统的作图法是不容易的．这些问题就只好用数值法求解了．例如斯仑贝谢公司的LITH-ANALYSIS程序，就是处理这类问题的程序之一．这个程序利用NGS（自然伽马能谱）测井得到的铀、钍和钾的浓度值，岩性—密度测井得到的岩石体积密度和光电吸收截面指数，补偿中子测井得到的视孔隙度值．对于含有石英（砂岩）、方解石（石灰岩）、白云石、硬石膏、岩盐、两种类型泥质（贫和富钾粘土）、长石和云母的混合岩性，可以分别解出每一种矿物的相对含量．

4）识别岩性的其它一些方法

对于沉积岩地层来说，建立单矿物模型或双矿物模型，利用一种或两种测井响应就可以解决确定孔隙度和矿物的体积含量问题。近年来在火成岩和变质岩中不断发现一些相当规模的油气藏，由于其岩性十分复杂，原有的方法往往得不到好的效果，因此尝试了一些其它方法。

一、模糊聚类识别火山岩岩性

二、主成份分析方法识别火成岩岩性

三、用自组织神经网络识别火成岩岩性

3、地层流体性质的确定方法并举例说明其应用

1）地层流体的电学性质

确定地层水电阻率的方法很多，但基本上可以归入以下四类：

（1）直接测定地层水样的电阻率，并换算到相应的地层温度；

（2）分析水样的离子成分，然后换算到地层温度下的电阻率；

（3）利用自然电位测井资料计算；

（4）根据相同层系的已知水层，利用电阻率测井和孔隙度测井结果确定．

3.1) 直接测定地层水样法

利用生产取样器或电缆地层测试器等设备可直接得到井下地层水样．对直接取得的没有污染的具有代表性水样，用流体电阻率计直接测出Rw 值．然后按图3.1将测量值换算成地层温度下的地层水电阻率．地层温度可按下式求取：

式中：T为地层温度（℃）；T0为地面平均温度（℃）；G为地温梯度，表示深度每增加100 m 所增加的温度；D为地层深度（m）．若用华氏温度表示时，可按下式换算:

上述电阻率的温度转换也可通过计算法得到，其关系式为：

3.2) 分析水样离子成分法

根据试油试水所得到的地层水中所含离子成分和数量的分析资料，可以计算出混合液的总含盐量．利用图3.2，可以根据总含盐量找出每种离子的等效NaCl离子转换系数，并算出各种离子的等效NaCl离子浓度和总矿化度（即总浓度）．根据等效NaCl离子浓度和地层温度在图3.1中可以确定出地层温度下的地层水电阻率．

3.3)自然电位法

在很多情况下，根据含水纯（不含泥质）地层的自然电位值可以计算出比较可靠的Rw．饱含水的纯地层中静自然电位（SSP）值与地层水和泥浆滤液的化学活动性有关，公式表示为：

式中：aw和amf是地层水和泥浆滤液电化学活动性；K是与温度有关的扩散吸附电动势系数，K与温度按如下正比关系变化：

对不太浓的NaCl溶液，电阻率与化学活动性成反比，于是（3.5）式可写成

当地层温度下的Rmf已知时，即可求出Rw. 地层温度下的泥浆滤液电阻率Rmf按图3.3由Rm确定．

当溶液浓度比较高或者不是NaCl离子水型时，化学活动性和电阻率不保持准确的反比关系，

这时（3.5）式被写成.

式中Rmfe与Rwe分别为等效泥浆滤液电阻率和等效地层水电阻率，他们分别是Rmf和Rw 及温度的函数．（1）主要离子为NaCl的泥浆①若温度为25℃时的Rmf > 0.1Ω·m，则有经验关系式 Rmfe = 0.85 Rmf②若温度为25℃时的Rmf < 0.1 Ω·m，则利用图3.4的实线部分，根据Rmf求出Rmfe.（2）淡水石膏泥浆用图3.4的虚线部分将Rmf转换成Rmfe.(3）石灰基泥浆这种泥浆类型虽然与NaCl型泥浆不同，但因方解石常规条件下溶解度很小,可以忽略，此时可按规则（1）处理．

4)利用水层电阻率和孔隙度资料的计算法

纯地层电阻率的一般关系式为: 如果已知某一纯地层为水层（Sw = 1，Rt = Ro）,用下式算出地层水电阻率Rw

实际上，往往需要判断某一地层是否为100％含水层，参数a和m也需要选择，加上测量也有误差存在，一般说来不是根据一两个层的数据计算Rw，而常常是利用下面的作图方法，统计地估计出地层水电阻率Rw.

（1）电阻率-孔隙度交会图

根据实际资料绘制这种交会图时，作在同一张图上的数据点，必须是地层水电阻率和岩性基本相同的地层．根据数据点的分布确定出100％含水层的线（如果不知道水层点的准确位置，一般选择最靠近左上方的点和原点的连线确定）．纵横坐标的刻度可以采用多种形式．（2）Rwa曲线

在水层上，Rt = R0，则Rwa = Rw，即可在Rwa曲线上最小值的位置定出Rw. 但是，这时对应的地层必须是含水的纯地层，为了使所有选择的地层满足既是纯地层又是含水层的条件，常常可以采用Rwa与自然伽马曲线交会进行选择（图3.8）．根据图上自然伽马的极小值和Rwa的极小值定出Rw．

（3）Rwa-SP交会图

当地层水电阻率纵向变化较大时（在浅部地层可能出现这种情况），用上述方法确定Rw将有困难，并且结果不可靠．这时可以利用Rwa-SP交会图近似估计Rw．这种交会图的形式如图3.9所示．横坐标为线性刻度的ΔVsp值．纵坐标为对数刻度Rwa．图中水层的点靠近并平行于Rw线．Rw线是根据Rwe线按图3.10所示关系换算得到．Rwe线是按（3.8）式算出的．水层点稍离开Rw线可能是非NaCl离子的含量稍大于平均含量的结果．而远离这条线的点（点5，点11）可能是含油气地层．因此Rwa-SP交会图也是判断油气层的一种辅助手段.

（4）径向电阻率比值

2)水的介电特性

由于水分子具有很强的极化特性，其介电常数高达80左右，远远高于储层条件下各种物质的介电常数．虽然单个水分子的极化率与温度、压力无关，但是，溶液的介电常数是单位体积的极化特性，所以会被温度和压力的变化所改变．同时，它还受盐的浓度影响．例如，溶液的介电常数与含盐浓度的关系可以表示为

3)利用测井资料估计地层孔隙中油气密度

3.1)、利用中子孔隙度与密度孔隙度比值估计油气密度

中子和密度测井结果除受油气性质及泥浆滤液性质影响外，还与测量仪器的类型、结构有关．因此，针对不同的仪器类型和不同孔隙流体性质，所采用的近似关系式也将不同．解释时可以直接利用关系式计算，也可采用图版进行．

图3.12是适用于某种井壁中子类型的确定油气密度图版．使用该图版需要已知井壁中子孔隙度ΦSNPC与密度孔隙度Φ DC的比值Φ SNPC/ Φ DC和油气饱和度Shr．两种测井孔隙度Φ SNPC和Φ DC是经过环境、岩性和泥质校正后的数值．由于中子和密度测井探测深度浅，在其探测范围内基本反映的是储集层侵入带或冲洗带性质，故油气饱和度应采用冲洗带残余油气饱和度Shr．Shr可以用微电阻率测井确定.

例已知φSNPC = 12％，φDC = 25％，Shr = 50％．则根据和Shr值在图3.12中交会，交点就是所求的油气密度ρh = 0.2 /cm3．

3.2)、用视流体密度计算油气密度

视流体密度ρfa代表岩石孔隙中流体混合物的密度，在冲洗带中是泥浆滤液和残余油气混合物的密度．根据纯地层体积模型关系可以写出

式中

由此可得根据（3.25）式可得:

考虑到计算ρ fa时密度测井值ρb未作油气校正，这样计算的ρfa可能偏低，用（3.26）式计算出的ρ h也将受影响，故用视油气密度ρ ha表示．ρha与ρ h间有如下经验关系对于油层，ρ h = ρ ha,对于气层，ρ h = 0.75ρ ha + 0.14,用这种方法确定油气密度最好选择读数稳定、粘土含量不大、孔隙度和残余油气饱和度较高的多个资料点，对每个点进行计算．然后取其平均值，或用绘直方图的办法根据峰值确定出具有代表性的油气密度值．4)孔隙流体的核磁性质

天然气的密度受温度和压力的影响，因此天然气的含氢指数随温度和压力的变化而变化．目前核磁测井研究的主要核磁参数是弛豫时间和扩散系数．自由状态水的纵向弛豫时间T1和横向弛豫时间T2一般为1到3秒．但是，实际存在于储层中的水，由于受岩石颗粒表面的影响，数值与此相差很多．水的弛豫时间还受温度和溶解的铁磁性和顺磁性物质影响，如图

3.13．

图3.13 水溶液横向弛豫时间与温度关系各条曲线上的数值为Mn. EDTA的浓度.

原油的弛豫时间和原油的组分有关，T2不是一个单一数值，而是分布为一个带．随着大分子成分增加（粘度加大），短弛豫时间成分增加，长驰豫时间成分减少，整个的分布从大T2向小T2方向移动．为了表征多种组分原油的弛豫特性，定义了一个称为对数平均的参数T2log，其表达式为：

天然气单位体积中氢的数量较少，由于自旋－自旋作用很弱，所以横向弛豫时间很短，横向极化矢量消失很快．

由于氢的浓度很低，在稳定磁场作用下产生的自旋－晶格弛豫将进行的比较缓慢，即在质子能级之间的跃迁几率比较小，纵向极化矢量建立的速度比较慢，因而有较大的纵向弛豫时间T1．天然气的纵向弛豫时间T1受温度和压力的影响比较大，如图3.14所示．

图3.14 甲烷气的T1与温度和压力的关系（引自Kleinberg，R.L. 1996）

4、纯砂岩地层饱和度的确定方法。

（1）电阻率—孔隙度交会图法：

1）R t

1

-?交会图：

假定阿尔奇公式中n=m=2，a=1，则可以得到R S R

t

w w 1

?=? 若以?为横坐标，以R t

1

为纵坐标作图，图中各线是表示不同饱和度的直线。由此便可以

对地层做出含油水情况的解释。

2）对数坐标电阻率—孔隙度交会图：

前面介绍的交会图只能用于m 已知的情况下。如果采用双对数坐标系绘制电阻率—孔隙度交会图，则不用知道m 值。

（2）电阻率—孔隙度重叠法：

目前常用的可以分为四种：

1）对比电阻率（

R R t 0-重叠图法）： 以深探测系统求得的R t 为标准，利用孔隙度测井曲线求出的含水层电阻率R 0与其比较。

在水层上R R t 0=，而在油层上R R t 0?，并按S R R w t 201

=估计S w 。

2）对比孔隙度（??w -重叠图法）：

以孔隙度测井得到的孔隙度?为标准，利用电阻率曲线计算出导电液体所占据的空隙空间大小与其相对比，对水层有??w =，而对油层则有??w >，根据孔隙度与含水饱和度的定义，有??w w S =。

3）对比地层因素（F R F -重叠图法）：

那个孔隙度测井导出地层因素F 与电阻率测井计算出的地层因素F R 相对比。在水层

F R F =，在油层F F R >，并按S F w R F

21=估计S w 。 4）对比地层水电阻率（R wa 法）：

根据电阻率测井和孔隙度测井计算出一个视地层水电阻率R wa ，并且把R wa 与R w 对比，

在水层R R w wa =，在油层R R w wa >，并按并按S R R w w wa 21=估计S w 。

（3）可动油法：

在??w -重叠图法中，我们根据孔隙度值和地层电阻率计算的含水孔隙度值的差异程

度，可以判断地层的含油孔隙度；如果再利用浅探测电阻率资料计算出冲洗带的含水孔隙度，且同地层水含水孔隙度相比较，便可以判断可动油体积。将上述三种反映不同孔隙度的曲线结合起来，就是所说的可动油图。

（4）数理统计法：

1）线性回归分析法

2）正态分布法

5、双水模型的基本原理。 双水模型是含泥质储集层的一种解释模型。它把岩石固体部分(包括于粘土)都看成是不导电的,而把地层水分为两部分：自由水和束缚水。这两部分水的导电性是不同的。双水模型是分析和描述含泥质地层的测井解释模型，把粘土表面的水称为“近水”或束缚水，而把水膜以外的空隙中的水称为“远水”或自由水。粘土颗粒本身和其他骨架部分一起被看做是不导电的。

含水泥质地层电阻率公式：

由模型知：f b Φ+Φ=Φ

束缚水饱和度Swb ：t b Swb ΦΦ=/

自由水饱和度Swf ：t f Swf ΦΦ=/

因此，()1/=ΦΦ+Φ=t b f Swt

据双水模型，干泥质和骨架颗粒共同作为骨架，则阿尔奇公式为：

201t

wm R R F φ== ()1-5 式中0R 为泥质砂岩水层电阻率，wm R 为泥质砂岩总空隙中混合液的电阻率。

根据束缚水和自由水电阻并联关系，可以得出

()wb wb wb wb wf

wb wm R S S R R R R -+=1

将上式代入()1-5式，就可得泥质砂岩水层的电阻率公式

()[]wb wb wf wa t wf wb R S R S R R R -+=120φ

从上式可以看出，泥质砂岩水层的电阻率0R 与自由水电阻率wf R 、束缚水电阻率wb R 和束缚水饱和度wb S 有关。

含油（气）泥质地层电阻率及饱和度的计算公式 h b f t φφφφ++=

式中h φ——含油（气）孔隙度。

根据阿尔奇公式

201wt t S R R = 2*0t wm R R φ= 22*wt

t wm t S R R φ= 式中*wm R 是泥质砂岩油（气）层总孔隙度空间中的混合液的电阻率。

由泥质砂岩油（气）层双水模型得知，混合液的电阻率*wm R 为

()wb

wb wt wf wb wf

wb wt wm R S S R S R R S R -+=* 含油（气）泥质地层按双水模型推导的地层电阻率公式 ()[]wt wb wb wt wf wb t wb wf t S R S S R S R R R -+=2φ

可得总含水饱和度wt S ：

y y R R S t t wf wt +???

? ??+?=2122φ 式中()

wb wf wb wb R R R S y ?-=2

按传统概念，含水饱和度w S 不含束缚水，因而，根据双水模型，泥质砂岩油（气）层有效空隙空间内的含水饱和度w S 等于 ()wb wb wt t b t f b t f h f f

w S S S S --=-=-=+=11φφφφφφφφφφ