Ⅰ 岩石密度及其测定
一个地区的地层、岩石密度资料，不仅是开展重力勘探的重要地球物理依据，而且是计算重力异常进行外部校正和异常解释中不可缺少的物性参数。在开展重力勘探时同时收集或测定岩石密度资料是十分重要的，能否做好这项工作，将直接影响重力勘探各主要环节的质量，最后影响重力勘探的地质效果。所以重力勘探队必须安排专人从事这项工作。
1.对地层岩石密度测定的要求
1)要求系统地采集地层中不同岩性岩石标本进行密度测定并进行密度资料的整理。
2)要注意岩石标本的代表性，对于岩层比较厚、分布范围广、在测区内占主要部分的岩石、勘探对象及其围岩应采集较多的标本，进行大量的测定；对于一些薄层或与勘探目的关系不大的岩石可以少采样、少测量；对异常区和岩性变化较大地段应多采样、多测量；对正常区和岩性比较稳定的地段可以少测或不测。
3)既要注意深部也要注意浅部标本的收集和测定。表层岩石密度的变化资料对中间层校正和地形校正都是不可缺少的。深部岩石标本不易采集，应充分利用已有的岩心和测井资料，特别是γ-γ测井资料。
4)对于孔隙度比较大的岩石或矿石，测定时应尽量保持原始状态的湿度。如不能及时测定密度时应用蜡封存。
5)每种岩石的标本，通常至少要采集50～100块，每块标本的重量以50～100g为宜。
6)密度测定的精度至0.01g/cm3。
2.在采集标本时应注意的问题
1)标本不能在风化露头上采集。
2)在浮土较厚、相对高差较大的地区，浮土的密度也应予以仔细测定。
3)取样时应及时编号、登记，注明岩石的名称、采集地点及地层年代等。
4)若在同一工区同时开展其他物探方法，在采集物性标本时应考虑其他方法的特点和对标本的要求，使大多数标本能同时测定其他物性参数。
3.岩石密度测定方法
(1)天平法
根据阿基米德原理，物体在水中减轻的质量等于它排开同体积水的质量。对于4℃的水，1cm3的体积质量为1g。因此，用天平在空气中称得标本的质量为 P1，在水中称得质量为P2时，它的密度为：
普通物探
式中：V为岩石标本的体积；σ0为4℃时水的密度，等于1g/cm3。
(2)密度仪法
天平法测定岩石标本的密度，比较麻烦，只适合于少量标本的测定。大量标本的密度测定可用密度仪，操作简单，效率高。其工作原理和具体操作方法，阅读说明书很容易学会、搞懂，故此不赘述。
现将各种主要岩、矿石通常密度值列于表3-2供参考。
表3-2 常见岩矿石密度
Ⅱ 测定或确定岩石的密度有几种常用的方法
常用的..取样品 2.再测出体积可先在一足够大的量筒内装一部分水（不要装太多）再放入刚才称量过质量的样品观察升高水的体积从而得出样品的体积 4.再根据密度=m（质量）/: 1.测量出物体的质量可用天平;v体积得出结论再者.杆秤等之类的仪器 3。
Ⅲ 岩石测量
岩石测量方法又称原生晕测量，主要应用在固体矿产勘查领域。在长期的原生晕勘查实践中，我国发现有很多矿床原生晕的轴(垂)向分带出现“反常、反分带现象”，用一次成矿或一个主成矿期形成的原生晕分带理论无法解释，由此困惑了化探专家多年，影响了原生晕方法找盲矿效果的进一步提高。1998年以来，针对许多金、铜矿床具有构造控矿的特征，在原生叠加晕研究成果的基础上，对岩石地球化学测量的采样方法和资料处理方法进行了研究和革新，形成了“构造叠加晕法”。这种方法在胶东和秦岭金矿以及湖北大冶铜金矿等深部盲矿预测中开展应用研究，取得良好的地质找矿效果。
随着现代分析技术的进步，许多原来无法测试的矿床指示元素实现了精确测试，从而确定了一批新的原生晕指示元素。如放射性元素、矿化剂元素和卤素等具有活动性强、长距离的迁移能力(其中卤素元素F、I异常可指示深部500～700m的盲矿体)。确定这些元素异常与矿体的对应关系，对发现深部隐伏矿床具有重要意义。
岩石测量技术研究的方向是按照矿种矿床成矿类型，建立矿床地球化学勘查模型系列，用以指导新区找矿(区域地球化学异常评价)突破，发现新的资源基地和老矿区深部隐伏矿预测——实现外围找矿突破，延长矿山服务年限。
Ⅳ 测井解释基本理论和方法
8. 1. 1 测井解释的基本理论
测井资料处理解释就是根据所要解决的问题应用适当的数学物理方法，建立相应的测井解释模型，推导出测井响应值与地质参数之间的数学关系; 然后对测井资料加工处理和分析解释，把测井信息转变为尽可能反映地质原貌特征的地质信息，供地质勘探开发使用。
目前，在测井数据处理中采用的解释模型有许多种，可按不同角度对它们大致分类。按岩性分类有: 纯岩石和含泥质岩石模型; 单矿物、双矿物和多矿物模型; 砂泥岩、碳酸盐岩、火成岩、变质岩模型。按储集空间特征分类有: 孔隙型、双重孔隙型、裂缝型和孔隙 － 裂缝型模型。按孔隙流体性质与特征分类有: 含水岩石、含油气岩石模型以及阳离子交换模型 ( 瓦克斯曼—史密茨模型和双水模型) 。按建模方法分类有: 岩石体积模型，最优化模型和概率统计模型。此外，还可以从其他角度来对解释模型分类。
下面介绍测井资料解释中最基本的模型和公式，即岩石体积模型和阿尔奇公式。
8. 1. 1. 1 岩石体积物理模型
由测井方法原理可知，许多测井方法的测量结果，实际上都可看成是仪器探测范围内岩石物质的某种物理量的平均值。如岩石体积密度 ρb，可以看成是密度测井仪器探测范围内物质 ( 骨架和孔隙流体) 密度的平均值，即单位体积岩石的质量 ( g/cm3) 。岩石中子测井值 φN可以看成中子测井探测范围内岩石物质含氢指数的平均值，即单位体积岩石的含氢指数。自然伽马、声波时差等测井值也可作同样解释。总之，上述测井方法有两个共同特点: 它们测量的物理参数可以看成是单位体积岩石中各部分的相应物理量的平均值; 在岩性均匀的情况下，无论任何大小的岩石体积，它们对测量结果的贡献，按单位体积来说，都是一样的。根据这些特点，我们在研究测井参数与地质参数的关系时，就可以避开对每种测井方法微观物理过程的研究，着重从宏观上研究岩石各部分 ( 孔隙流体、泥质、矿物骨架) 对测量结果的贡献，从而发展了所谓岩石体积物理模型 ( 简称体积模型) 的研究方法。用这种方法导出的测井响应方程与相应测井理论方法和实验方法的结果基本一致，是一种很好的近似方法。此法的特点是推理简单，不用复杂的数学物理知识，除电阻率测井外，对其他具有前述 “平均”概念的测井方法，均可导出具有线性形式的测井响应方程，既便于人们记忆使用，又便于计算机计算处理。
所谓岩石体积模型，就是根据测井方法的探测特性和岩石中各种物质在物理性质上的差异按体积把实际岩石简化为性质均匀的几个部分，研究每一部分对岩石宏观物理量的贡献，并把岩石的宏观物理量看成是各部分贡献之和，即:
1) 按物质平衡原理，岩石体积 V 等于各部分体积 Vi之和，即 ; 如用相对体积 Vi表示，则
2) 岩石宏观物理量 M 等于各部分宏观物理量 Mi之和，即 。当用单位体积物理量 ( 一般就是测井参数) 表示时，则岩石单位体积物理量 m 就等于各部分相对体积 Vi与其单位体积物理量 mi乘积之总和，即
石油测井中遇到的地层虽然很复杂，岩性类型很多，但是油气储集层主要是砂泥岩和碳酸盐岩两大类。从测井解释来看，由于泥质成分与岩石骨架成分在物理性质上有显着的区别，故可把岩石划分为含泥质岩石和纯岩石 ( 不含泥质或含泥质甚少) 两类。从数学物理观点看，不管岩石骨架成分如何，均可把储集层简化为两种简单的岩石体积模型: 纯岩石模型，由岩石骨架及其孔隙流体组成; 含泥质岩石体积模型，由泥质、岩石骨架及其孔隙流体组成。当地层岩性复杂、骨架矿物的物理性质明显不同时，还可以把骨架矿物分为两种或多种，从而建立双矿物岩石体积模型和多矿物岩石体积模型。最基本的是纯岩石和泥质岩石两种体积模型，由这两种模型可以很容易导出双矿物和多矿物体积模型。
8. 1. 1. 2 阿尔奇公式
20 世纪 40 年代初，阿尔奇 ( Archie) 通过岩心实验，得出的上述含水纯岩石和含油气纯岩石的电阻率测井解释的关系式，即 Archie 公式，其一般形式归结如下:
地球物理测井教程
式中: Ro为 100%饱和地层水的岩石电阻率，Ω·m; Rw为地层水电阻率，Ω·m; φ 为岩石有效孔隙度，小数; a 是与岩性有关的岩性系数，一般为 0. 6 ～1. 5; m 为胶结指数，是与岩石胶结情况和孔隙结构有关的指数，一般为 1. 5 ～3，常取 2 左右; F 为地层因素，它是 100%饱和地层水的岩石电阻率 R0与所含地层水电阻率 Rw的比值，其大小主要取决于地层孔隙度 φ 且与岩石性质、胶结情况和孔隙结构等有关，但与地层水电阻率 Rw无关; Rt为岩石真电阻率，Ω·m; b 是与岩性有关的系数，一般接近于 1，常取 b = l; n 为饱和度指数，与油、气、水在孔隙中的分布状况有关，其值在 1. 0 ～4. 3 之间，以 1. 5 ～2. 2 者居多，常取 n = 2; Sw为岩石含水饱和度，小数; I 为电阻增大系数，它是含油气岩石真电阻率 Rt与该岩石 100%饱含地层水时的电阻率 Ro的比值，其大小基本决定于 Sw，但与地层的孔隙度 φ 和地层水电阻率 Rw无关。
Archie 公式本来是对具有粒间孔隙的纯地层得出的，但实际上，它们可用于绝大多数常见储集层。在目前常用的测井解释关系式中，只有 Archie 公式最具有综合性质，它是连接孔隙度测井和电阻率测井两大类测井方法的桥梁，因而成为测井资料综合定量解释的最基本解释关系式。实际应用时，一般先用孔隙度测井资料计算地层孔隙度φ，用Archie公式计算地层因素F，再根据地层真电阻率Rt和地层水电阻率Rw，由Archie公式计算地层含水饱和度Sw或含油饱和度So。
8.1.2 测井解释方法
利用解释模型和有关的解释方程把测井信息加工成地质信息的方法称为测井解释方法或测井数据处理技术。这些解释方法，按照解释的精度和程度可分为定性解释、半定量解释和定量解释;按操作的方法可分为人工解释和数据处理;按解释的地点和采用解释方法的难易程度，可分为井场解释、测井站解释和计算中心解释，或者仅按难易程度分为快速直观解释和定量解释;按解释精度与评价范围，可分为单井初步解释与油气分析、单井储集层的精细描述与油气评价、多井评价与油藏描述等三个层次。重要的在于理解和掌握每个具体解释方法的原理，计算机处理和显示技术、应用的条件和作地质解释的方法。
8.1.2.1 快速直观技术
在测井解释中，由于数字处理技术的应用，发展了一些快速直观评价储集层的岩性、孔隙度、含油性以及可动油气的解释和显示方法，称为快速直观技术，它属于半定量解释范畴。测井资料解释的快速直观技术，最初是为在井场进行快速直观评价储集层而发展起来的，以便及时地为地质学家提供完井依据或为计算机解释提供参考。现在，该技术不仅在井场解释中广泛使用，而且已成为数字处理中选择解释模型和解释参数、显示和评价解释结果的一种基本方法，大致分为交会图技术和曲线重叠法两大类。
(1)交会图技术
交会图是用于表示地层测井参数或其他参数之间关系的图形。在测井解释与数据处理中，常用的交会图有交会图版、频率交会图与Z值图、直方图等。测井分析者常用它们来检查测井曲线质量、进行曲线校正、鉴别地层矿物成分、确定地层岩性组合、分析孔隙流体性质、选择解释模型和解释参数、计算地层的地质参数、检验解释成果及评价地层等，用途十分广泛，成为测井解释与数据处理强有力的工具。
交会图版是用来表示给定岩性的两种测井参数关系的解释图版。它们都是根据纯岩石的测井响应关系建立的理论图版，是测井解释与数据处理的依据。主要有岩性－孔隙度测井交会图版、用于识别地层岩性的M－N和MID等交会图版、用于鉴别地层中黏土矿物及其他矿物的交会图版等。
频率交会图就是在x－y平面坐标(可分为100×50或100×100个单位网格)上，统计绘图井段上各个采样点的数值，落在每个单位网格中的采样点数目(即频率数)的一种直观的数字图形，简称为频率图。Z值图是在频率交会图基础上引入第三条曲线Z(称Z曲线)作成的数据图形。Z值图的数字表示同一井段的频率图上，每个单位网格中相应采样点的第三条线Z的平均级别。
直方图是表示绘图井段某测井值或地层参数的频数或频率分布的图形。直方图的绘制方法是用横坐标轴代表测井值或地层参数，并将它分为若干个等间距的区间，统计给定井段内落入各个区间的采样点个数(称为频数)。以频数为纵轴显示出来，便得到频数分布直方图。有时，也可以计算各区间采样点的相对频率(等于该区间的采样点数与总采样点数之比)。相对频率用纵轴显示出来，便得到频率分布直方图。
(2)曲线重叠法
曲线重叠法，一般采用统一量纲(如孔隙度、电阻率等)、统一纵横向比例和统一基线，绘制出测井曲线或参数曲线的重叠图，按曲线的幅度差直观地评价地层的岩性、孔隙性、含油性或可动油气等。
8.1.2.2 定量解释
测井资料定量解释是依靠计算机完成的。在计算机上运行测井资料处理程序，可以对测井资料进行编辑和预处理;可以通过逐点处理计算所要求取的储集层参数和其他数据，主要是有关岩性和评价物性、含油性的参数;还可以将成果用数据表和图形直观地显示出来。
Ⅳ 基于岩石核物理性质的测井方法原理
利用岩石的核物理性质，发展了多种测井方法。早在20世纪40年代初，人们就利用岩石的天然放射性，开创了自然伽马测井，随后又发展了自然伽马能谱测井；利用中子与物质相互作用的各种效应，发展了中子-伽马测井、中子-中子测井、中子寿命测井、中子活化测井和非弹性散射伽马能谱测井；利用伽马射线与物质相互作用的康普顿效应和光电效应，又发展了密度测井（伽马-伽马测井）和岩性密度测井等等。这些以岩石核物理性质为基础的测井方法统称为核测井法，它们已成为测井技术的一个重要分支，在生产中广泛应用。
13.4.1 自然伽马与自然伽马能谱测井
探测井下岩石自然伽马射线总强度以研究岩石天然放射性相对强弱的方法叫自然伽马测井，而测定一定能量范围内自然伽马射线强度以区分岩石中放射性元素的类型及其含量的方法叫自然伽马能谱测井。
13.4.1.1 自然伽马测井（GR）
（1）岩石的自然放射性
自然界的岩石和矿石均不同程度地具有一定的放射性，并几乎全部是由于其中不同程度地含有放射性元素铀（238U）、钍（232Th）、锕（227Ac）及其衰变物，以及钾的放射性同位素（40K）产生的。除含铀矿石外，岩石中放射性元素的类型、含量与岩石的性质及其形成过程中的物理、化学条件有关。通常火成岩的放射性最强，其次是变质岩，最弱是沉积岩。沉积岩的放射性又可进一步分为高、中、低三种类型。
高自然放射性岩石：包括泥岩（特别是深海泥岩）、砂质泥岩和钾盐层等；
中等自然放射性岩石：包括泥质砂岩、泥质石灰岩（白云岩）和钙质泥岩等。
低自然放射性岩石：包括砂岩、石灰岩、白云岩和煤层等，更低的是石膏和岩盐层。
从以上分类可以看出，除钾盐层外，沉积岩的自然放射性主要与岩石中含泥质的多少有关。岩石含泥质越多，自然放射性越强。这是因为构成泥质的粘土颗粒较细，比表面积大，沉积时间长，且有较强的吸附离子的能力和离子交换能力，因而在沉积过程中能够吸附较多的溶液中放射性元素的离子，并有较充分时间进行离子交换，从而表现为较强的自然放射性。这一特性为我们利用自然伽马测井曲线区分岩石性质、评价地层特性和定量估计岩石中泥质含量提供了重要依据。
（2）自然伽马测井评价地层特性
自然伽马测井利用闪烁计数器测量探测器周围伽马射线的总强度，即单位时间内计数器输出的脉冲数，单位是cpm。目前常用API标准单位，它是将仪器放在不同已知放射性地层中刻度得出的。
图13-19 自然伽马曲线划分岩性剖面的实例
由于伽马射线的穿透能力和仪器灵敏度的限制，自然伽马测井的探测深度约20～30cm。测井曲线与前述电测井和声测井曲线不同之处是由于放射性统计涨落使曲线表现出微细的锯齿状；另外，由于仪器在井内连续移动和记录仪率表电路时间常数的影响，使测井曲线向着探测器移动方向产生位移并造成读数幅度降低。在岩层较薄时，这种变化更加显着。因此，实际测井时需要选择适当的测井速度和时间常数以减小这种影响。
自然伽马测曲线的分层原则仍是急剧变化点分层，其主要应用如下。
a.划分岩性。基于沉积岩石的自然放射性与其中所含泥质的多少关系密切，因而可以用自然伽马曲线划分不同含泥质的地层。如图13-19是砂泥岩剖面几种不同岩性地层上测得的伽马曲线的实例。可以看出，纯泥岩层自然伽马读数最高，纯砂岩层最低，而泥质砂岩和粉砂岩介于两者之间，并与自然电位曲线有很好的对应关系。用自然伽马曲线划分岩性剖面还有其独特优越，因为它不受地层水和泥浆滤液矿化度的影响，且能在已下套管的井中进行测量。另外，在碳酸盐岩剖面上，高电阻特性会导致自然电位曲线变得平直，自然伽马曲线都仍能清晰地分辨出泥岩层、泥质与非泥质地层。
b.计算泥质含量。若储集岩石的自然放射性是由于泥质产生，则不含泥质的纯岩石的自然伽马读数将具有最低值，纯泥岩层具有最高值，而介于这两者之间的读数则反映着一定的泥质含量。如果读数高低与泥质含量之间具有线性关系，则可按下式计算泥质含量
勘查技术工程学
式中：GGR为目的层的自然伽马读数。
和分别是解释层段内纯泥岩层和纯砂岩层的自然伽马读数。
大量统计分析表明，所述线性关系并不完全正确。由式（13.4-1）计算的V′SH与实际泥质含量VSH之间具有非线性关系，且与地层的地质时代有关，它们之间关系如图13-20所示。其关系式为
勘查技术工程学
式中：C为地区经验系数。通常老地层C=2，新地层C=3.7。
c.地层对比。利用自然伽马曲线进行井间地层对比要比用自然电位和电阻率曲线好，因为它不受井间泥浆性能差异和地层流体性质变化的影响，但测井曲线的标准化十分必要。
13.4.1.2 自然伽马能谱测井
自然伽马能谱测井是基于岩石中铀、钍、钾三种放射性核素在衰变时放出的伽马射线的能谱不相同而提出的一种测定这几种元素含量的测井方法。
图13-20 V′SH与泥质含量VSH的统计关系
根据对铀、钍、钾放出的伽马射线的能谱进行分析，40K只有单一能量为1.46MeV的伽马射线，而铀系和钍系的伽马射线能谱分别在1.76MeV和2.62MeV处有一明显峰值，如图13-21所示。因此，通过将记录的伽马射线能量转换为脉冲幅度输出，并用多道脉冲幅度分析器就可分别测出各自的伽马射线强度，进而分析铀、钍、钾的含量。
从图13-21可以看出，各能量谱之间存在着交叉或干扰，为了从整个谱系中解析出三种元素的特征谱对总计数率的贡献（称为解谱），需要开设多个能量窗口进行测量，列出方程组求解。这可通过多道能谱分析仪来实现，它共设五个能量窗，两个低能窗：0.15～0.5MeV和0.5～1.1MeV，三个高能窗：1.32～1.575MeV（称为钾窗）、1.650～2.390MeV（称为铀窗）和2.475～2.765MeV（称为钍窗）。五个能量窗输出的信号分别送入五个计数器进行计数，然后通过解谱，便可获得所述三种放射性元素的含量。
图13-21 铀、钍、钾伽马射线能谱图
自然伽马能谱测井最终可输出五条曲线，它们是总自然伽马曲线（SGR）、钍含量曲线（THOR），单位为10-6；铀含量曲线（URAN），单位为10-6；以及钾含量曲线（POTA），单位是%；另一条是“无铀”的GGR曲线，它是钍、钾含量的叠加。
13.4.2 中子测井（NL）
中子测井在于利用中子源（连续中子源或脉冲中子源）发出高能中子射入地层，其与物质原子核相作用时会发生一系列的核反应。利用这些核反应，形成了多种测井方法。
13.4.2.1 中子与物质的相互作用
中子是不带电荷的粒子，它能穿过原子的核外电子壳层与原子核相碰撞，并随着中子能量的不同将主要产生两种过程，一种是弹性散射，一种是非弹性散射。
（1）中子的弹性散射
能量低于10MeV的中子与物质作用主要产生弹性散射。在这过程中，中子与原子核每碰撞一次，损失一部分能量，速度降低，并朝着一定方向进行散射。经多次碰撞，能量减至0.025eV时，弹性散射过程结束，此时的中子称为热中子，随即像分子热运动一样在物质中进行扩散，当其再与原子核碰撞时，失去和得到的能量几乎相等。热中子在扩散过程中，由于速度较慢，在原子核周围停留时间较长，因而容易被原子核俘获。元素原子核俘获热中子之后，处于激发状态，当它回到稳定的基态时，多余的能量将以伽马射线的形式释放出来，称为俘获伽马射线或二次伽马射线。
在测井常见的核素中，氢元素具有最强的减速能力，由快中子变为热中子的过程最短；氯元素的俘获能力最强，因而，热中子的扩散过程最短，且氯核俘获热中子之后释放出的伽马射线的能量比一般元素的都高。根据这一特性，在含氢量较多的岩石中，离中子源较远的地方，那里的热中子密度及二次伽马射线强度均较低，反之会较高；而在含氢量相同但含氯量不同的两种岩石中（如油层和水层），含氯高的岩石，将会记录到更低的热中子密度和较高的二次伽马射线强度。
（2）中子的非弹性散射及中子活化
中子的能量高于10MeV时，与物质作用主要产生非弹性散射。在这一过程中，高能快中子与元素原子核相碰撞，其能量不仅使原子核获得动能，还能使核跃升一个能级而变得不稳定。当回到基态时，放出伽马射线，称为非弹性散射伽马射线。在测井常见的核素中12C和16O具有较大的非弹性散射截面，且产生的非弹性散射伽马射线的能量较高。
用高能快中子照射稳定的原子核还能使其活化成为新的放射性核素，并有一定的半衰期，其衰变产生的伽马射线叫活化伽马射线。活化伽马射线的能量因元素而异，但其强度还与中子源的源强、照射时间以及停止照射后开始测量的时间有关。
13.4.2.2 中子-中子测井
中子-中子测井通常使用半衰期长且产额较稳定的镅-铍中子源。它是利用放射性元素镅（95An）衰变时放出的α射线与铍（4Be）发生核反应产生中子。这种中子源发出的中子流是连续的，其平均能量约4.5MeV。因此，在岩石中主要产生弹性散射。
中子-中子测井又可分为两种类型：一种是测量探测器周围热中子密度的中子-热中子测井；另一种是测量探测器周围超热中子密度的中子-超热中子测井。
（1）中子-热中子测井
采用一种在外壁上涂有锂或硼的闪烁计数器，利用锂或硼对热中子强吸收后放出α粒子，使计数器荧光体发光的特性，将单位体积内的热中子数（热中子密度）转换为电脉冲数进行记录。由于在离中子源一定距离处的热中子密度取决于两种因素，即介质的减速特性和俘获特性，因此，热中子的空间分布同时受着这两种特性的影响。在源距为45～60cm的情况下，若介质中不含有俘获能力很大的元素（如氯元素），含氢量高的介质测得的热中子读数为低值，并随着含氢量增高读数降低，如图13-22所示。这表明，热中子测井读数能直接反映岩层孔隙度的大小。若还有氯元素存在，由于热中子被强烈吸收，使热中子读数明显降低，此时测井读数将不再是含氢量的单一反映，对计算的孔隙度将带来较大的误差。
图13-22 在不同含氢岩石中热中子的分布
为了消除井孔和岩石中氯元素对热中子读数求取孔隙度的影响，目前中子-热中子测井广泛采用补偿的形式，即用长、短两种源距进行测量，称为补偿中子测井（CNL）。此时，在不含结晶水的岩石中，有
长源距
勘查技术工程学
短源距
勘查技术工程学
式中NL和NS分别为长、短源距的热中子计数率；a为与井径有关的系数；b为仪器常数；c为氯元素的影响系数。
上二式相减得
勘查技术工程学
式（13.4-5）表明，测量长、短源距计数率比值的对数，能消除井孔和岩层中氯元素的影响而直接与孔隙度有关，使补偿中子测井成为目前主要孔隙度测井方法之一。
实际的补偿中子测井是以孔隙度为单位进行记录的。它是将仪器放在已知孔隙度的纯石灰岩地层上进行刻度，将长、短源距的计数率比值转换为孔隙度单位，称为“石灰岩孔隙度”。按照这种刻度方式，在纯石灰岩地层上测得的孔隙度将等于地层的真孔隙度，而在非纯石灰岩的其他地层上，测得的孔隙度读数将不等于地层的真孔隙度，称之为“视石灰岩孔隙度”。
（2）中子-超热中子测井
能量介于0.1～100eV的中子称为超热中子，它的空间分布只取决于介质的减速特性而与俘获特性无关。因此，对变为热中子之前的超热中子密度进行记录能直接反映岩层的含氢量，进而更好的求取孔隙度。
采用一种专门的超热中子探测器可以记录超热中子。这种探测器由热中子计数管及其外壁的镉层和石蜡层构成。镉的作用是吸收周围的热中子，而只让超热中子通过进入石蜡层，然后再经石蜡减速成热中子被记录。
为了减少井孔影响，超热中子测井采用贴井壁方式进行测量，称为“井壁超热中子测井”或“井壁中子测井”。源距采用28～46cm，同样以石灰岩孔隙度单位进行记录。
13.4.3 密度与岩性密度测井
在井下仪器中安置伽马源，放射出的伽马射线将与周围岩石中元素原子的核外电子发生碰撞而损失能量并产生散射和吸收，测量不同能量窗口内的散射伽马射线强度，发展了两种测井方法——密度测井和岩性密度测井。
13.4.3.1 密度测井（DEN）
密度测井又称伽马-伽马测井，它利用137Cs作为伽马源，可放射出能量为0.66MeV的伽马射线。这些中等能量的伽马射线在岩石中与原子的核外电子发生碰撞首先发生康普顿散射，散射结果，入射伽马射线的能量降低并经过一定距离之后，部分被吸收而使强度减小。这一特性可用康普顿散射吸收系数μK来描述，它等于单位体积中所有电子散射截面σK的总和，即
勘查技术工程学
式中：ne为单位体积中的电子数（称为电子密度），可表示为
勘查技术工程学
式中：NA为阿伏伽德罗常数；ρb为岩石的体积密度（g/cm3）；Z为原子序数；A为相对原子质量。
对于沉积岩中的大多数元素而言，Z／A比值接近于1／2，并在入射伽马射线一定能量范围内σK是个常数，因而可近似认为
勘查技术工程学
密度测井测量的是一次散射到达探测器且能量高于200keV的散射伽马射线的强度，在该能量界限内散射伽马射线的强度只与康普顿散射有关，即只反映岩石的体积密度。在适当源距情况下，它随岩石密度的增大而减小。考虑到伽马射线散射后的能量降低和强度减小，实际的密度测井仪采用较短（十余厘米）的源距并贴向井壁进行测量，还通过补偿的方式进一步消除泥饼对测量结果的影响。于是，密度测井又有补偿密度或补偿地层密度测井之称。
在采用长短源距进行补偿测量的情况下，可以分别测量长源距和短源距两种计数率NL和NS，通过仪器刻度并联立求解，可以获得被探测地层的体积密度值ρb。在无泥饼存在时，它等于地层的真密度；而在有泥饼的地层上，它等于长源距计数率求得的视密度与泥饼校正值Δρ之和，故实际的密度测井同时输出ρb和Δρ两条曲线。
密度测井与声波、中子测井一起常被称为三种孔隙度测井，广泛用于求取储层孔隙度。密度测井计算孔隙度的基本依据是，测井测得的岩石体积密度ρb等于岩石骨架密度ρma与孔隙流体密度ρf的加权和，即
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解出φ得
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式中ρma对于不同的岩石有不同的数值，如砂岩为2.65g/cm3，石灰岩为2.71g/cm3，白云岩为2.87g/cm3，孔隙中水（泥浆滤液）的密度ρf=1g/cm3。若岩石骨架由多种矿物构成，以及岩石含泥质时，孔隙度需利用泥质多矿物岩石模型进行计算。
另外，密度测井与声波和中子测井曲线相配合用于划分气层也很有用，在含气层的地方，常常显示为声波时差增大，中子孔隙度减小，密度曲线显示为低的密度读数。
13.4.3.2 岩性密度测井（LDT）
岩性密度测井综合利用了康普顿散射和光电吸收两种效应。对于构成沉积岩的绝大多数元素而言，原子序数一般在1～20之间。伽马射线与这些轻元素作用，能量在0.25～2.5MeV之间时，以康普顿散射为主；能量小于0.25MeV时，以光电效应为主；并导致伽马射线能量耗尽而最终被吸收。因此，能量为0.661MeV的伽马源放出的伽马射线进入地层后，经过康普顿散射能量降低并向着主要发生光电效应的低能区过渡时，散射伽马射线的强度将主要决定于介质的光电吸电特性，即光电吸收截面。如果在低能区一定谱段内开设窗口专门测量光电吸收能级范围内的散射伽马射线，显然，光电吸收截面越大的介质中测得的散射伽马射线强度会越低。
在入射伽马射线的能量一定的情况下，光电吸收截面是岩石中元素原子序数Z的单一函数，即原子序数越大，光电吸收截面越大。原子序数Z的数值又取决于它的化学成分，因此岩性密度测井能直接反映地层的岩性。根据研究，伽马光子与元素原子发生作用的光电吸收截面σ与元素原子序数Z的4.6次方成正比。若定义一个与σ／Z成正比例的参数，称为光电吸收截面指数，用Pe表示，则有
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式中K为比例常数。
由于σ的单位为靶／原子，Z的单位为电子／原子，故Pe的单位为靶／电子。岩性-密度测井就在于通过仪器刻度将测得的低能区范围内的散射伽马射线强度转换为Pe值进行记录。同时，它还记录一条密度曲线ρb和一条称为体积光电吸收截面指数的曲线U。U的定义是
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单位为10-28m2／cm3。
表13-1列出了常见岩、矿石的Pe和U值以及相应的体积密度和中子测井孔隙度。利用表中数据，再结合Pe测井结果就能较准确地判断岩性、研究矿物成分和确定某些高原子序数的重矿物等。用岩性密度测井确定岩性的优点还在于Pe测量结果与地层孔隙中的油气关系不大（因其Pe值很小），岩石孔隙度的改变对测量结果的影响也很小。
表13-1 常见岩矿石及流体的Pe、U及ρb和ΦN值
Ⅵ 如何测量一个不规则石块的体积请你把你的测量方法和步骤记下来．
测量不规则石块的步骤为：
1．用一个规则容器装满水；
2．把石块完全浸没在水中，会有一部分水溢出；
3．取出石块，测量一下下降的水的高度，则下降的水的体积等于石块的体积．利用下降的高度乘容器的底面积即可计算．
Ⅶ 要测量一块不规则岩石标本的体积，实验小组的同学先将一升水注入一个长方体水箱，测得水面高8厘米，然后
1000ml/8cm=125平方厘米，这是长方体的底面积，
水面升高了1.6cm所以体积为1.6*125=200立方厘米，这就是岩石的体积
Ⅷ 要测量一块不规则岩石标本的体积应用什么法
简单，步骤如下：
1、采集岩石标本后尽快将标本用蜡密封（起隔水作用）；
2、将蜡封的岩石标本浸入水中，观察水面变化。
1）如果标本不大，可直接在大量筒中来做，记录标本放入水中前后的量筒水面数据（毫升数），两个数的差值就是岩石标本的体积；
2）如果标本太大，可将大容器盛满水，再将标本没入容器中，收集溢出来的水，用量筒测出溢出来的水的体积也就是标本的体积。
*无论哪种情况都要记得两点注意事项：（1）标本要蜡封（否则会吸水，导致测出的体积变小）；（2）标本必须完全没入水面以下！