Ⅰ 岩石密度及其測定
一個地區的地層、岩石密度資料，不僅是開展重力勘探的重要地球物理依據，而且是計算重力異常進行外部校正和異常解釋中不可缺少的物性參數。在開展重力勘探時同時收集或測定岩石密度資料是十分重要的，能否做好這項工作，將直接影響重力勘探各主要環節的質量，最後影響重力勘探的地質效果。所以重力勘探隊必須安排專人從事這項工作。
1.對地層岩石密度測定的要求
1)要求系統地採集地層中不同岩性岩石標本進行密度測定並進行密度資料的整理。
2)要注意岩石標本的代表性，對於岩層比較厚、分布范圍廣、在測區內佔主要部分的岩石、勘探對象及其圍岩應採集較多的標本，進行大量的測定；對於一些薄層或與勘探目的關系不大的岩石可以少採樣、少測量；對異常區和岩性變化較大地段應多采樣、多測量；對正常區和岩性比較穩定的地段可以少測或不測。
3)既要注意深部也要注意淺部標本的收集和測定。表層岩石密度的變化資料對中間層校正和地形校正都是不可缺少的。深部岩石標本不易採集，應充分利用已有的岩心和測井資料，特別是γ-γ測井資料。
4)對於孔隙度比較大的岩石或礦石，測定時應盡量保持原始狀態的濕度。如不能及時測定密度時應用蠟封存。
5)每種岩石的標本，通常至少要採集50～100塊，每塊標本的重量以50～100g為宜。
6)密度測定的精度至0.01g/cm3。
2.在採集標本時應注意的問題
1)標本不能在風化露頭上採集。
2)在浮土較厚、相對高差較大的地區，浮土的密度也應予以仔細測定。
3)取樣時應及時編號、登記，註明岩石的名稱、採集地點及地層年代等。
4)若在同一工區同時開展其他物探方法，在採集物性標本時應考慮其他方法的特點和對標本的要求，使大多數標本能同時測定其他物性參數。
3.岩石密度測定方法
(1)天平法
根據阿基米德原理，物體在水中減輕的質量等於它排開同體積水的質量。對於4℃的水，1cm3的體積質量為1g。因此，用天平在空氣中稱得標本的質量為 P1，在水中稱得質量為P2時，它的密度為：
普通物探
式中：V為岩石標本的體積；σ0為4℃時水的密度，等於1g/cm3。
(2)密度儀法
天平法測定岩石標本的密度，比較麻煩，只適合於少量標本的測定。大量標本的密度測定可用密度儀，操作簡單，效率高。其工作原理和具體操作方法，閱讀說明書很容易學會、搞懂，故此不贅述。
現將各種主要岩、礦石通常密度值列於表3-2供參考。
表3-2 常見岩礦石密度
Ⅱ 測定或確定岩石的密度有幾種常用的方法
常用的..取樣品 2.再測出體積可先在一足夠大的量筒內裝一部分水（不要裝太多）再放入剛才稱量過質量的樣品觀察升高水的體積從而得出樣品的體積 4.再根據密度=m（質量）/: 1.測量出物體的質量可用天平;v體積得出結論再者.桿秤等之類的儀器 3。
Ⅲ 岩石測量
岩石測量方法又稱原生暈測量，主要應用在固體礦產勘查領域。在長期的原生暈勘查實踐中，我國發現有很多礦床原生暈的軸(垂)向分帶出現「反常、反分帶現象」，用一次成礦或一個主成礦期形成的原生暈分帶理論無法解釋，由此困惑了化探專家多年，影響了原生暈方法找盲礦效果的進一步提高。1998年以來，針對許多金、銅礦床具有構造控礦的特徵，在原生疊加暈研究成果的基礎上，對岩石地球化學測量的采樣方法和資料處理方法進行了研究和革新，形成了「構造疊加暈法」。這種方法在膠東和秦嶺金礦以及湖北大冶銅金礦等深部盲礦預測中開展應用研究，取得良好的地質找礦效果。
隨著現代分析技術的進步，許多原來無法測試的礦床指示元素實現了精確測試，從而確定了一批新的原生暈指示元素。如放射性元素、礦化劑元素和鹵素等具有活動性強、長距離的遷移能力(其中鹵素元素F、I異常可指示深部500～700m的盲礦體)。確定這些元素異常與礦體的對應關系，對發現深部隱伏礦床具有重要意義。
岩石測量技術研究的方向是按照礦種礦床成礦類型，建立礦床地球化學勘查模型系列，用以指導新區找礦(區域地球化學異常評價)突破，發現新的資源基地和老礦區深部隱伏礦預測——實現外圍找礦突破，延長礦山服務年限。
Ⅳ 測井解釋基本理論和方法
8. 1. 1 測井解釋的基本理論
測井資料處理解釋就是根據所要解決的問題應用適當的數學物理方法，建立相應的測井解釋模型，推導出測井響應值與地質參數之間的數學關系; 然後對測井資料加工處理和分析解釋，把測井信息轉變為盡可能反映地質原貌特徵的地質信息，供地質勘探開發使用。
目前，在測井數據處理中採用的解釋模型有許多種，可按不同角度對它們大致分類。按岩性分類有: 純岩石和含泥質岩石模型; 單礦物、雙礦物和多礦物模型; 砂泥岩、碳酸鹽岩、火成岩、變質岩模型。按儲集空間特徵分類有: 孔隙型、雙重孔隙型、裂縫型和孔隙 － 裂縫型模型。按孔隙流體性質與特徵分類有: 含水岩石、含油氣岩石模型以及陽離子交換模型 ( 瓦克斯曼—史密茨模型和雙水模型) 。按建模方法分類有: 岩石體積模型，最優化模型和概率統計模型。此外，還可以從其他角度來對解釋模型分類。
下面介紹測井資料解釋中最基本的模型和公式，即岩石體積模型和阿爾奇公式。
8. 1. 1. 1 岩石體積物理模型
由測井方法原理可知，許多測井方法的測量結果，實際上都可看成是儀器探測范圍內岩石物質的某種物理量的平均值。如岩石體積密度 ρb，可以看成是密度測井儀器探測范圍內物質 ( 骨架和孔隙流體) 密度的平均值，即單位體積岩石的質量 ( g/cm3) 。岩石中子測井值 φN可以看成中子測井探測范圍內岩石物質含氫指數的平均值，即單位體積岩石的含氫指數。自然伽馬、聲波時差等測井值也可作同樣解釋。總之，上述測井方法有兩個共同特點: 它們測量的物理參數可以看成是單位體積岩石中各部分的相應物理量的平均值; 在岩性均勻的情況下，無論任何大小的岩石體積，它們對測量結果的貢獻，按單位體積來說，都是一樣的。根據這些特點，我們在研究測井參數與地質參數的關系時，就可以避開對每種測井方法微觀物理過程的研究，著重從宏觀上研究岩石各部分 ( 孔隙流體、泥質、礦物骨架) 對測量結果的貢獻，從而發展了所謂岩石體積物理模型 ( 簡稱體積模型) 的研究方法。用這種方法導出的測井響應方程與相應測井理論方法和實驗方法的結果基本一致，是一種很好的近似方法。此法的特點是推理簡單，不用復雜的數學物理知識，除電阻率測井外，對其他具有前述 「平均」概念的測井方法，均可導出具有線性形式的測井響應方程，既便於人們記憶使用，又便於計算機計算處理。
所謂岩石體積模型，就是根據測井方法的探測特性和岩石中各種物質在物理性質上的差異按體積把實際岩石簡化為性質均勻的幾個部分，研究每一部分對岩石宏觀物理量的貢獻，並把岩石的宏觀物理量看成是各部分貢獻之和，即:
1) 按物質平衡原理，岩石體積 V 等於各部分體積 Vi之和，即 ; 如用相對體積 Vi表示，則
2) 岩石宏觀物理量 M 等於各部分宏觀物理量 Mi之和，即 。當用單位體積物理量 ( 一般就是測井參數) 表示時，則岩石單位體積物理量 m 就等於各部分相對體積 Vi與其單位體積物理量 mi乘積之總和，即
石油測井中遇到的地層雖然很復雜，岩性類型很多，但是油氣儲集層主要是砂泥岩和碳酸鹽岩兩大類。從測井解釋來看，由於泥質成分與岩石骨架成分在物理性質上有顯著的區別，故可把岩石劃分為含泥質岩石和純岩石 ( 不含泥質或含泥質甚少) 兩類。從數學物理觀點看，不管岩石骨架成分如何，均可把儲集層簡化為兩種簡單的岩石體積模型: 純岩石模型，由岩石骨架及其孔隙流體組成; 含泥質岩石體積模型，由泥質、岩石骨架及其孔隙流體組成。當地層岩性復雜、骨架礦物的物理性質明顯不同時，還可以把骨架礦物分為兩種或多種，從而建立雙礦物岩石體積模型和多礦物岩石體積模型。最基本的是純岩石和泥質岩石兩種體積模型，由這兩種模型可以很容易導出雙礦物和多礦物體積模型。
8. 1. 1. 2 阿爾奇公式
20 世紀 40 年代初，阿爾奇 ( Archie) 通過岩心實驗，得出的上述含水純岩石和含油氣純岩石的電阻率測井解釋的關系式，即 Archie 公式，其一般形式歸結如下:
地球物理測井教程
式中: Ro為 100%飽和地層水的岩石電阻率，Ω·m; Rw為地層水電阻率，Ω·m; φ 為岩石有效孔隙度，小數; a 是與岩性有關的岩性系數，一般為 0. 6 ～1. 5; m 為膠結指數，是與岩石膠結情況和孔隙結構有關的指數，一般為 1. 5 ～3，常取 2 左右; F 為地層因素，它是 100%飽和地層水的岩石電阻率 R0與所含地層水電阻率 Rw的比值，其大小主要取決於地層孔隙度 φ 且與岩石性質、膠結情況和孔隙結構等有關，但與地層水電阻率 Rw無關; Rt為岩石真電阻率，Ω·m; b 是與岩性有關的系數，一般接近於 1，常取 b = l; n 為飽和度指數，與油、氣、水在孔隙中的分布狀況有關，其值在 1. 0 ～4. 3 之間，以 1. 5 ～2. 2 者居多，常取 n = 2; Sw為岩石含水飽和度，小數; I 為電阻增大系數，它是含油氣岩石真電阻率 Rt與該岩石 100%飽含地層水時的電阻率 Ro的比值，其大小基本決定於 Sw，但與地層的孔隙度 φ 和地層水電阻率 Rw無關。
Archie 公式本來是對具有粒間孔隙的純地層得出的，但實際上，它們可用於絕大多數常見儲集層。在目前常用的測井解釋關系式中，只有 Archie 公式最具有綜合性質，它是連接孔隙度測井和電阻率測井兩大類測井方法的橋梁，因而成為測井資料綜合定量解釋的最基本解釋關系式。實際應用時，一般先用孔隙度測井資料計算地層孔隙度φ，用Archie公式計算地層因素F，再根據地層真電阻率Rt和地層水電阻率Rw，由Archie公式計算地層含水飽和度Sw或含油飽和度So。
8.1.2 測井解釋方法
利用解釋模型和有關的解釋方程把測井信息加工成地質信息的方法稱為測井解釋方法或測井數據處理技術。這些解釋方法，按照解釋的精度和程度可分為定性解釋、半定量解釋和定量解釋;按操作的方法可分為人工解釋和數據處理;按解釋的地點和採用解釋方法的難易程度，可分為井場解釋、測井站解釋和計算中心解釋，或者僅按難易程度分為快速直觀解釋和定量解釋;按解釋精度與評價范圍，可分為單井初步解釋與油氣分析、單井儲集層的精細描述與油氣評價、多井評價與油藏描述等三個層次。重要的在於理解和掌握每個具體解釋方法的原理，計算機處理和顯示技術、應用的條件和作地質解釋的方法。
8.1.2.1 快速直觀技術
在測井解釋中，由於數字處理技術的應用，發展了一些快速直觀評價儲集層的岩性、孔隙度、含油性以及可動油氣的解釋和顯示方法，稱為快速直觀技術，它屬於半定量解釋范疇。測井資料解釋的快速直觀技術，最初是為在井場進行快速直觀評價儲集層而發展起來的，以便及時地為地質學家提供完井依據或為計算機解釋提供參考。現在，該技術不僅在井場解釋中廣泛使用，而且已成為數字處理中選擇解釋模型和解釋參數、顯示和評價解釋結果的一種基本方法，大致分為交會圖技術和曲線重疊法兩大類。
(1)交會圖技術
交會圖是用於表示地層測井參數或其他參數之間關系的圖形。在測井解釋與數據處理中，常用的交會圖有交會圖版、頻率交會圖與Z值圖、直方圖等。測井分析者常用它們來檢查測井曲線質量、進行曲線校正、鑒別地層礦物成分、確定地層岩性組合、分析孔隙流體性質、選擇解釋模型和解釋參數、計算地層的地質參數、檢驗解釋成果及評價地層等，用途十分廣泛，成為測井解釋與數據處理強有力的工具。
交會圖版是用來表示給定岩性的兩種測井參數關系的解釋圖版。它們都是根據純岩石的測井響應關系建立的理論圖版，是測井解釋與數據處理的依據。主要有岩性－孔隙度測井交會圖版、用於識別地層岩性的M－N和MID等交會圖版、用於鑒別地層中黏土礦物及其他礦物的交會圖版等。
頻率交會圖就是在x－y平面坐標(可分為100×50或100×100個單位網格)上，統計繪圖井段上各個采樣點的數值，落在每個單位網格中的采樣點數目(即頻率數)的一種直觀的數字圖形，簡稱為頻率圖。Z值圖是在頻率交會圖基礎上引入第三條曲線Z(稱Z曲線)作成的數據圖形。Z值圖的數字表示同一井段的頻率圖上，每個單位網格中相應采樣點的第三條線Z的平均級別。
直方圖是表示繪圖井段某測井值或地層參數的頻數或頻率分布的圖形。直方圖的繪制方法是用橫坐標軸代表測井值或地層參數，並將它分為若干個等間距的區間，統計給定井段內落入各個區間的采樣點個數(稱為頻數)。以頻數為縱軸顯示出來，便得到頻數分布直方圖。有時，也可以計算各區間采樣點的相對頻率(等於該區間的采樣點數與總采樣點數之比)。相對頻率用縱軸顯示出來，便得到頻率分布直方圖。
(2)曲線重疊法
曲線重疊法，一般採用統一量綱(如孔隙度、電阻率等)、統一縱橫向比例和統一基線，繪制出測井曲線或參數曲線的重疊圖，按曲線的幅度差直觀地評價地層的岩性、孔隙性、含油性或可動油氣等。
8.1.2.2 定量解釋
測井資料定量解釋是依靠計算機完成的。在計算機上運行測井資料處理程序，可以對測井資料進行編輯和預處理;可以通過逐點處理計算所要求取的儲集層參數和其他數據，主要是有關岩性和評價物性、含油性的參數;還可以將成果用數據表和圖形直觀地顯示出來。
Ⅳ 基於岩石核物理性質的測井方法原理
利用岩石的核物理性質，發展了多種測井方法。早在20世紀40年代初，人們就利用岩石的天然放射性，開創了自然伽馬測井，隨後又發展了自然伽馬能譜測井；利用中子與物質相互作用的各種效應，發展了中子-伽馬測井、中子-中子測井、中子壽命測井、中子活化測井和非彈性散射伽馬能譜測井；利用伽馬射線與物質相互作用的康普頓效應和光電效應，又發展了密度測井（伽馬-伽馬測井）和岩性密度測井等等。這些以岩石核物理性質為基礎的測井方法統稱為核測井法，它們已成為測井技術的一個重要分支，在生產中廣泛應用。
13.4.1 自然伽馬與自然伽馬能譜測井
探測井下岩石自然伽馬射線總強度以研究岩石天然放射性相對強弱的方法叫自然伽馬測井，而測定一定能量范圍內自然伽馬射線強度以區分岩石中放射性元素的類型及其含量的方法叫自然伽馬能譜測井。
13.4.1.1 自然伽馬測井（GR）
（1）岩石的自然放射性
自然界的岩石和礦石均不同程度地具有一定的放射性，並幾乎全部是由於其中不同程度地含有放射性元素鈾（238U）、釷（232Th）、錒（227Ac）及其衰變物，以及鉀的放射性同位素（40K）產生的。除含鈾礦石外，岩石中放射性元素的類型、含量與岩石的性質及其形成過程中的物理、化學條件有關。通常火成岩的放射性最強，其次是變質岩，最弱是沉積岩。沉積岩的放射性又可進一步分為高、中、低三種類型。
高自然放射性岩石：包括泥岩（特別是深海泥岩）、砂質泥岩和鉀鹽層等；
中等自然放射性岩石：包括泥質砂岩、泥質石灰岩（白雲岩）和鈣質泥岩等。
低自然放射性岩石：包括砂岩、石灰岩、白雲岩和煤層等，更低的是石膏和岩鹽層。
從以上分類可以看出，除鉀鹽層外，沉積岩的自然放射性主要與岩石中含泥質的多少有關。岩石含泥質越多，自然放射性越強。這是因為構成泥質的粘土顆粒較細，比表面積大，沉積時間長，且有較強的吸附離子的能力和離子交換能力，因而在沉積過程中能夠吸附較多的溶液中放射性元素的離子，並有較充分時間進行離子交換，從而表現為較強的自然放射性。這一特性為我們利用自然伽馬測井曲線區分岩石性質、評價地層特性和定量估計岩石中泥質含量提供了重要依據。
（2）自然伽馬測井評價地層特性
自然伽馬測井利用閃爍計數器測量探測器周圍伽馬射線的總強度，即單位時間內計數器輸出的脈沖數，單位是cpm。目前常用API標准單位，它是將儀器放在不同已知放射性地層中刻度得出的。
圖13-19 自然伽馬曲線劃分岩性剖面的實例
由於伽馬射線的穿透能力和儀器靈敏度的限制，自然伽馬測井的探測深度約20～30cm。測井曲線與前述電測井和聲測井曲線不同之處是由於放射性統計漲落使曲線表現出微細的鋸齒狀；另外，由於儀器在井內連續移動和記錄儀率表電路時間常數的影響，使測井曲線向著探測器移動方向產生位移並造成讀數幅度降低。在岩層較薄時，這種變化更加顯著。因此，實際測井時需要選擇適當的測井速度和時間常數以減小這種影響。
自然伽馬測曲線的分層原則仍是急劇變化點分層，其主要應用如下。
a.劃分岩性。基於沉積岩石的自然放射性與其中所含泥質的多少關系密切，因而可以用自然伽馬曲線劃分不同含泥質的地層。如圖13-19是砂泥岩剖面幾種不同岩性地層上測得的伽馬曲線的實例。可以看出，純泥岩層自然伽馬讀數最高，純砂岩層最低，而泥質砂岩和粉砂岩介於兩者之間，並與自然電位曲線有很好的對應關系。用自然伽馬曲線劃分岩性剖面還有其獨特優越，因為它不受地層水和泥漿濾液礦化度的影響，且能在已下套管的井中進行測量。另外，在碳酸鹽岩剖面上，高電阻特性會導致自然電位曲線變得平直，自然伽馬曲線都仍能清晰地分辨出泥岩層、泥質與非泥質地層。
b.計算泥質含量。若儲集岩石的自然放射性是由於泥質產生，則不含泥質的純岩石的自然伽馬讀數將具有最低值，純泥岩層具有最高值，而介於這兩者之間的讀數則反映著一定的泥質含量。如果讀數高低與泥質含量之間具有線性關系，則可按下式計算泥質含量
勘查技術工程學
式中：GGR為目的層的自然伽馬讀數。
和分別是解釋層段內純泥岩層和純砂岩層的自然伽馬讀數。
大量統計分析表明，所述線性關系並不完全正確。由式（13.4-1）計算的V′SH與實際泥質含量VSH之間具有非線性關系，且與地層的地質時代有關，它們之間關系如圖13-20所示。其關系式為
勘查技術工程學
式中：C為地區經驗系數。通常老地層C=2，新地層C=3.7。
c.地層對比。利用自然伽馬曲線進行井間地層對比要比用自然電位和電阻率曲線好，因為它不受井間泥漿性能差異和地層流體性質變化的影響，但測井曲線的標准化十分必要。
13.4.1.2 自然伽馬能譜測井
自然伽馬能譜測井是基於岩石中鈾、釷、鉀三種放射性核素在衰變時放出的伽馬射線的能譜不相同而提出的一種測定這幾種元素含量的測井方法。
圖13-20 V′SH與泥質含量VSH的統計關系
根據對鈾、釷、鉀放出的伽馬射線的能譜進行分析，40K只有單一能量為1.46MeV的伽馬射線，而鈾系和釷系的伽馬射線能譜分別在1.76MeV和2.62MeV處有一明顯峰值，如圖13-21所示。因此，通過將記錄的伽馬射線能量轉換為脈沖幅度輸出，並用多道脈沖幅度分析器就可分別測出各自的伽馬射線強度，進而分析鈾、釷、鉀的含量。
從圖13-21可以看出，各能量譜之間存在著交叉或干擾，為了從整個譜系中解析出三種元素的特徵譜對總計數率的貢獻（稱為解譜），需要開設多個能量窗口進行測量，列出方程組求解。這可通過多道能譜分析儀來實現，它共設五個能量窗，兩個低能窗：0.15～0.5MeV和0.5～1.1MeV，三個高能窗：1.32～1.575MeV（稱為鉀窗）、1.650～2.390MeV（稱為鈾窗）和2.475～2.765MeV（稱為釷窗）。五個能量窗輸出的信號分別送入五個計數器進行計數，然後通過解譜，便可獲得所述三種放射性元素的含量。
圖13-21 鈾、釷、鉀伽馬射線能譜圖
自然伽馬能譜測井最終可輸出五條曲線，它們是總自然伽馬曲線（SGR）、釷含量曲線（THOR），單位為10-6；鈾含量曲線（URAN），單位為10-6；以及鉀含量曲線（POTA），單位是%；另一條是「無鈾」的GGR曲線，它是釷、鉀含量的疊加。
13.4.2 中子測井（NL）
中子測井在於利用中子源（連續中子源或脈沖中子源）發出高能中子射入地層，其與物質原子核相作用時會發生一系列的核反應。利用這些核反應，形成了多種測井方法。
13.4.2.1 中子與物質的相互作用
中子是不帶電荷的粒子，它能穿過原子的核外電子殼層與原子核相碰撞，並隨著中子能量的不同將主要產生兩種過程，一種是彈性散射，一種是非彈性散射。
（1）中子的彈性散射
能量低於10MeV的中子與物質作用主要產生彈性散射。在這過程中，中子與原子核每碰撞一次，損失一部分能量，速度降低，並朝著一定方向進行散射。經多次碰撞，能量減至0.025eV時，彈性散射過程結束，此時的中子稱為熱中子，隨即像分子熱運動一樣在物質中進行擴散，當其再與原子核碰撞時，失去和得到的能量幾乎相等。熱中子在擴散過程中，由於速度較慢，在原子核周圍停留時間較長，因而容易被原子核俘獲。元素原子核俘獲熱中子之後，處於激發狀態，當它回到穩定的基態時，多餘的能量將以伽馬射線的形式釋放出來，稱為俘獲伽馬射線或二次伽馬射線。
在測井常見的核素中，氫元素具有最強的減速能力，由快中子變為熱中子的過程最短；氯元素的俘獲能力最強，因而，熱中子的擴散過程最短，且氯核俘獲熱中子之後釋放出的伽馬射線的能量比一般元素的都高。根據這一特性，在含氫量較多的岩石中，離中子源較遠的地方，那裡的熱中子密度及二次伽馬射線強度均較低，反之會較高；而在含氫量相同但含氯量不同的兩種岩石中（如油層和水層），含氯高的岩石，將會記錄到更低的熱中子密度和較高的二次伽馬射線強度。
（2）中子的非彈性散射及中子活化
中子的能量高於10MeV時，與物質作用主要產生非彈性散射。在這一過程中，高能快中子與元素原子核相碰撞，其能量不僅使原子核獲得動能，還能使核躍升一個能級而變得不穩定。當回到基態時，放出伽馬射線，稱為非彈性散射伽馬射線。在測井常見的核素中12C和16O具有較大的非彈性散射截面，且產生的非彈性散射伽馬射線的能量較高。
用高能快中子照射穩定的原子核還能使其活化成為新的放射性核素，並有一定的半衰期，其衰變產生的伽馬射線叫活化伽馬射線。活化伽馬射線的能量因元素而異，但其強度還與中子源的源強、照射時間以及停止照射後開始測量的時間有關。
13.4.2.2 中子-中子測井
中子-中子測井通常使用半衰期長且產額較穩定的鎇-鈹中子源。它是利用放射性元素鎇（95An）衰變時放出的α射線與鈹（4Be）發生核反應產生中子。這種中子源發出的中子流是連續的，其平均能量約4.5MeV。因此，在岩石中主要產生彈性散射。
中子-中子測井又可分為兩種類型：一種是測量探測器周圍熱中子密度的中子-熱中子測井；另一種是測量探測器周圍超熱中子密度的中子-超熱中子測井。
（1）中子-熱中子測井
採用一種在外壁上塗有鋰或硼的閃爍計數器，利用鋰或硼對熱中子強吸收後放出α粒子，使計數器熒光體發光的特性，將單位體積內的熱中子數（熱中子密度）轉換為電脈沖數進行記錄。由於在離中子源一定距離處的熱中子密度取決於兩種因素，即介質的減速特性和俘獲特性，因此，熱中子的空間分布同時受著這兩種特性的影響。在源距為45～60cm的情況下，若介質中不含有俘獲能力很大的元素（如氯元素），含氫量高的介質測得的熱中子讀數為低值，並隨著含氫量增高讀數降低，如圖13-22所示。這表明，熱中子測井讀數能直接反映岩層孔隙度的大小。若還有氯元素存在，由於熱中子被強烈吸收，使熱中子讀數明顯降低，此時測井讀數將不再是含氫量的單一反映，對計算的孔隙度將帶來較大的誤差。
圖13-22 在不同含氫岩石中熱中子的分布
為了消除井孔和岩石中氯元素對熱中子讀數求取孔隙度的影響，目前中子-熱中子測井廣泛採用補償的形式，即用長、短兩種源距進行測量，稱為補償中子測井（CNL）。此時，在不含結晶水的岩石中，有
長源距
勘查技術工程學
短源距
勘查技術工程學
式中NL和NS分別為長、短源距的熱中子計數率；a為與井徑有關的系數；b為儀器常數；c為氯元素的影響系數。
上二式相減得
勘查技術工程學
式（13.4-5）表明，測量長、短源距計數率比值的對數，能消除井孔和岩層中氯元素的影響而直接與孔隙度有關，使補償中子測井成為目前主要孔隙度測井方法之一。
實際的補償中子測井是以孔隙度為單位進行記錄的。它是將儀器放在已知孔隙度的純石灰岩地層上進行刻度，將長、短源距的計數率比值轉換為孔隙度單位，稱為「石灰岩孔隙度」。按照這種刻度方式，在純石灰岩地層上測得的孔隙度將等於地層的真孔隙度，而在非純石灰岩的其他地層上，測得的孔隙度讀數將不等於地層的真孔隙度，稱之為「視石灰岩孔隙度」。
（2）中子-超熱中子測井
能量介於0.1～100eV的中子稱為超熱中子，它的空間分布只取決於介質的減速特性而與俘獲特性無關。因此，對變為熱中子之前的超熱中子密度進行記錄能直接反映岩層的含氫量，進而更好的求取孔隙度。
採用一種專門的超熱中子探測器可以記錄超熱中子。這種探測器由熱中子計數管及其外壁的鎘層和石蠟層構成。鎘的作用是吸收周圍的熱中子，而只讓超熱中子通過進入石蠟層，然後再經石蠟減速成熱中子被記錄。
為了減少井孔影響，超熱中子測井採用貼井壁方式進行測量，稱為「井壁超熱中子測井」或「井壁中子測井」。源距採用28～46cm，同樣以石灰岩孔隙度單位進行記錄。
13.4.3 密度與岩性密度測井
在井下儀器中安置伽馬源，放射出的伽馬射線將與周圍岩石中元素原子的核外電子發生碰撞而損失能量並產生散射和吸收，測量不同能量窗口內的散射伽馬射線強度，發展了兩種測井方法——密度測井和岩性密度測井。
13.4.3.1 密度測井（DEN）
密度測井又稱伽馬-伽馬測井，它利用137Cs作為伽馬源，可放射出能量為0.66MeV的伽馬射線。這些中等能量的伽馬射線在岩石中與原子的核外電子發生碰撞首先發生康普頓散射，散射結果，入射伽馬射線的能量降低並經過一定距離之後，部分被吸收而使強度減小。這一特性可用康普頓散射吸收系數μK來描述，它等於單位體積中所有電子散射截面σK的總和，即
勘查技術工程學
式中：ne為單位體積中的電子數（稱為電子密度），可表示為
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式中：NA為阿伏伽德羅常數；ρb為岩石的體積密度（g/cm3）；Z為原子序數；A為相對原子質量。
對於沉積岩中的大多數元素而言，Z／A比值接近於1／2，並在入射伽馬射線一定能量范圍內σK是個常數，因而可近似認為
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密度測井測量的是一次散射到達探測器且能量高於200keV的散射伽馬射線的強度，在該能量界限內散射伽馬射線的強度只與康普頓散射有關，即只反映岩石的體積密度。在適當源距情況下，它隨岩石密度的增大而減小。考慮到伽馬射線散射後的能量降低和強度減小，實際的密度測井儀採用較短（十餘厘米）的源距並貼向井壁進行測量，還通過補償的方式進一步消除泥餅對測量結果的影響。於是，密度測井又有補償密度或補償地層密度測井之稱。
在採用長短源距進行補償測量的情況下，可以分別測量長源距和短源距兩種計數率NL和NS，通過儀器刻度並聯立求解，可以獲得被探測地層的體積密度值ρb。在無泥餅存在時，它等於地層的真密度；而在有泥餅的地層上，它等於長源距計數率求得的視密度與泥餅校正值Δρ之和，故實際的密度測井同時輸出ρb和Δρ兩條曲線。
密度測井與聲波、中子測井一起常被稱為三種孔隙度測井，廣泛用於求取儲層孔隙度。密度測井計算孔隙度的基本依據是，測井測得的岩石體積密度ρb等於岩石骨架密度ρma與孔隙流體密度ρf的加權和，即
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解出φ得
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式中ρma對於不同的岩石有不同的數值，如砂岩為2.65g/cm3，石灰岩為2.71g/cm3，白雲岩為2.87g/cm3，孔隙中水（泥漿濾液）的密度ρf=1g/cm3。若岩石骨架由多種礦物構成，以及岩石含泥質時，孔隙度需利用泥質多礦物岩石模型進行計算。
另外，密度測井與聲波和中子測井曲線相配合用於劃分氣層也很有用，在含氣層的地方，常常顯示為聲波時差增大，中子孔隙度減小，密度曲線顯示為低的密度讀數。
13.4.3.2 岩性密度測井（LDT）
岩性密度測井綜合利用了康普頓散射和光電吸收兩種效應。對於構成沉積岩的絕大多數元素而言，原子序數一般在1～20之間。伽馬射線與這些輕元素作用，能量在0.25～2.5MeV之間時，以康普頓散射為主；能量小於0.25MeV時，以光電效應為主；並導致伽馬射線能量耗盡而最終被吸收。因此，能量為0.661MeV的伽馬源放出的伽馬射線進入地層後，經過康普頓散射能量降低並向著主要發生光電效應的低能區過渡時，散射伽馬射線的強度將主要決定於介質的光電吸電特性，即光電吸收截面。如果在低能區一定譜段內開設窗口專門測量光電吸收能級范圍內的散射伽馬射線，顯然，光電吸收截面越大的介質中測得的散射伽馬射線強度會越低。
在入射伽馬射線的能量一定的情況下，光電吸收截面是岩石中元素原子序數Z的單一函數，即原子序數越大，光電吸收截面越大。原子序數Z的數值又取決於它的化學成分，因此岩性密度測井能直接反映地層的岩性。根據研究，伽馬光子與元素原子發生作用的光電吸收截面σ與元素原子序數Z的4.6次方成正比。若定義一個與σ／Z成正比例的參數，稱為光電吸收截面指數，用Pe表示，則有
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式中K為比例常數。
由於σ的單位為靶／原子，Z的單位為電子／原子，故Pe的單位為靶／電子。岩性-密度測井就在於通過儀器刻度將測得的低能區范圍內的散射伽馬射線強度轉換為Pe值進行記錄。同時，它還記錄一條密度曲線ρb和一條稱為體積光電吸收截面指數的曲線U。U的定義是
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單位為10-28m2／cm3。
表13-1列出了常見岩、礦石的Pe和U值以及相應的體積密度和中子測井孔隙度。利用表中數據，再結合Pe測井結果就能較准確地判斷岩性、研究礦物成分和確定某些高原子序數的重礦物等。用岩性密度測井確定岩性的優點還在於Pe測量結果與地層孔隙中的油氣關系不大（因其Pe值很小），岩石孔隙度的改變對測量結果的影響也很小。
表13-1 常見岩礦石及流體的Pe、U及ρb和ΦN值
Ⅵ 如何測量一個不規則石塊的體積請你把你的測量方法和步驟記下來．
測量不規則石塊的步驟為：
1．用一個規則容器裝滿水；
2．把石塊完全浸沒在水中，會有一部分水溢出；
3．取出石塊，測量一下下降的水的高度，則下降的水的體積等於石塊的體積．利用下降的高度乘容器的底面積即可計算．
Ⅶ 要測量一塊不規則岩石標本的體積，實驗小組的同學先將一升水注入一個長方體水箱，測得水面高8厘米，然後
1000ml/8cm=125平方厘米，這是長方體的底面積，
水面升高了1.6cm所以體積為1.6*125=200立方厘米，這就是岩石的體積
Ⅷ 要測量一塊不規則岩石標本的體積應用什麼法
簡單，步驟如下：
1、採集岩石標本後盡快將標本用蠟密封（起隔水作用）；
2、將蠟封的岩石標本浸入水中，觀察水面變化。
1）如果標本不大，可直接在大量筒中來做，記錄標本放入水中前後的量筒水面數據（毫升數），兩個數的差值就是岩石標本的體積；
2）如果標本太大，可將大容器盛滿水，再將標本沒入容器中，收集溢出來的水，用量筒測出溢出來的水的體積也就是標本的體積。
*無論哪種情況都要記得兩點注意事項：（1）標本要蠟封（否則會吸水，導致測出的體積變小）；（2）標本必須完全沒入水面以下！