脉冲中子测井辐射检测方法

A. 地球物理测井包括哪些方法

油气田的地球物理法包括地球物理勘探和地球物理测井。地球物理勘探已在前一节中做了介绍，本节将介绍地球物理测井方法，简称测井。

地球物理测井已广泛应用于石油地质勘探和油气田开发过程中。应用测井方法可以划分井筒地层剖面、确定岩层厚度和埋藏深度、进行区域地层对比，还可以探测和研究地层的主要矿物成分、裂缝、孔隙度、渗透率、油气饱和度、倾向、倾角、断层、构造特征、沉积环境与砂岩体的分布等参数，对于评价地层的储集能力、检测油气藏的开采情况、精细分析和研究油气层等具有重要的意义。

目前，常用的测井方法主要有电法测井、声波测井和放射性测井等。

一、电法测井不同岩石的导电性不同，岩石孔隙中所含各种流体的导电性也不同。利用该特点认识岩石性质的测井方法称为电法测井。电法测井包括自然电位测井、电阻率测井和感应测井等。

1.自然电位测井1)基本原理自然电位测井是根据油井中存在着扩散吸附电位进行的。在打井钻穿岩层时，地层岩石孔隙中含有地层水。地层水中所含的一定浓度的盐类要向井筒内含盐量很低的钻井液中扩散。地层水所含的盐分以氯化钠为主，钠离子带正电，氯离子带负电。由于氯离子移动得快，大量进入井筒内钻井液中。致使井内正对着渗透层的那段钻井液带负电位，形成扩散电位。而这种电位差的大小与岩层的渗透性密切相关。地层渗透性好，进入钻井液里的氯离子就多，形成的负电位就高；地层渗透性差，氯离子进入钻井液里就少，形成的负电位就低。因此，含油渗透层在自然电位曲线上表现为负值，而不渗透的泥岩层等则显正值(图3-2)。

图3-8判断油气水层的测井资料综合解释

另一方面要对测井以外的资料(如该井的钻井、地质和工程资料等)进行综合分析和解释，搞清楚油层、气层和水层的岩性、储油物性(孔隙度和渗透率)、含油性(含油饱和度、含气饱和度或含水饱和度)等。

思考题

1. 什么叫油气田？什么叫含油气盆地？

2. 区域勘探和工业勘探分别可划分为哪两个阶段？

3. 地球物理勘探法主要包括哪些方法？简述各种方法的基本原理。

4. 地球化学勘探法的主要原理是什么？具体包括哪些方法？

5. 地质录井包括哪些方法？

6. 地球物理测井主要包括哪些方法？分别主要有哪些用途？

7. 简述声波测井的基本原理。

B. 请问有谁知道，PNN(脉冲中子-中子)测井仪，采用的什么数据处理方法

PNN是脉冲中子一中子(Pulse Neutron Neutron)仪器的简称,使用中子发生器向地层发射14.1MeV的快中子,经过一系列的非弹性碰撞(10-10-s)和弹性碰撞(10-610-3s),当中子的能量与组成地层的原子处于热平衡状态时,中子处于热中子能量级,此时它的能量是0.025eV左右,速度2.2×103cm/s,直到被地层俘获。PNN仪器利用两个探测器(即长、短源距探测器)记录从快中子束发射30us后的1800us时间内的热中子记数率,每个探测器均将其时谱记录分成60道,每道30us,根据各道记录的热中子记数生成热中子时间衰减谱,从而可以有效地求取地层的宏观俘获截面。同时利用两个中子探测器上得到的中子记数的比值就可以计算储层含氢指数。据此在低矿化度地层水条件下,分辨近井地带的油水分布,计算含油饱和度、划分水淹级别、求取储层孔隙度、计算储层内泥质含量及主要矿物含量等等。与传统的中子寿命测井相比,中子寿命测井记录的是热中子与地层俘获反应释放出的伽马射线,反推热中子的时间寿命,而PNN直接记录俘获反应前后热中子记数率。
中子在任何一个时间的数量可以表达成为这样一个公式:N1 = N0*e (-v*Σabs*t1)

C. 脉冲中子测井原理

（一）碳氧比伽马能谱测井的谱分析和数据处理

图3-57是碳氧比能谱数据采集时序示意图，对应每一脉冲中子重复周期设置三个数据采集时间门：非弹性门与中子发射持续时间对应，主要测量由快中子非弹性散射产生的伽马射线；同时还记录上一周期剩余的俘获辐射和活化产生的伽马射线；为得到“净谱”，需从总谱中扣除本底，本底门设置在非弹性门之后，测量本底的近似值；非弹性谱门测量俘获伽马能谱。

1.伽马能谱的解析

测井得到的中子非弹性散射伽马谱和俘获伽马谱都是由多种核素生成的混合谱，解析就是从混合谱中将每种核素的贡献分离出来，方法和自然伽马能谱处理类似。以中子非弹性散射伽马谱为例，设第j种核素快中子非弹性散射截面为σ_j，单位体积岩石中该种元素（稳定核素的丰度为常数）的原子数为n_j，它对i道计数率y_i的贡献y_ij应与乘积x_j=σ_jn_j成正比，即

地球物理测井

式中：α_ij为第j种核素对i值计数率的响应系数；y_i中包含所有核素的贡献和统计及测量误差ε_i，有

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若道数为m，有贡献的核素为s种，m＞s，并考虑到各道计数率精度差别很大，用加权最小二乘法得到一矩阵方程：

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式中：A为响应系数组成的m×s阶矩阵；A^T为A的转置矩阵；W为权因子ω_i组成的对角矩阵，i=1，2，…，m；X为由s种核素的x_j组成的列矩阵；Y为m道计数率组成的列矩阵。

对X求解，得：

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令

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有

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式中，E为s×m阶矩阵。

从算法上看，E是一数字滤波器，通过它能从实测混合谱中将每种元素的贡献提取出来。对¹²C、¹⁶O、²⁸Si、⁴⁰Ca分别得到x_C、x_O、x_Si、x_Ca，并定义碳氧化和硅钙比分别为

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x_j与地层中j种元素的非弹伽马发射率成正比，也叫产额系数。用同样的方法对俘获伽马谱进行解析，可获得x_H、x_Cl、x_Si、x_Ca、x_Fe、x_S、x_n等参数，它们都是相应元素的俘获辐射产额系数。

用上述方法对全谱进行解析，充分利用已获取的信息会遇到两点困难：①道计数率低，统计精度不高；②元素的标准谱难以获得，如在原油中测得碳谱，原油对伽马射线的散射和吸收与地层不同，同样钙和硅元素的标准谱也不易测定。若从全谱中选定几个特征道区（能窗），其积分计数率将会有较好的统计精度，再用矿物的标准谱代替元素的标准谱对仪器进行刻度，会更接近地层的实际情况。

2.碳氧比能谱测井的探测深度和环境影响

（1）碳氧比能谱测井的探测深度

实验数据如图3-58。当源距为55.88 cm时，探测深度为21.336 cm；源距增大到68.58 cm时，探测深度增大到 28.448 cm。由此可见：①碳氧比能谱测井的探测深度较小，井的影响不能忽视；②探测深度与源距有关，用较小源距研究井眼的影响和寻求井眼环境的校正方法。

图3-58 碳氧比能谱测井的探测深度

（2）碳氧比能谱测井的环境影响

碳氧比能谱测井仪器的源距不同，井眼和地层条件不同，探测深度也不尽相同。其探测深度一般不超过30 cm，国内外模型实验都证明了这一点。若水侵入油层深度超过20 cm，用碳氧比很难区别油层和水层。在裸眼井中，侵入带一般都超过这一范围。在已射孔的套管井，除侵入影响外，还有套管和水泥环的影响，情况更为复杂。

对未射孔的套管井，为使侵入带消失，需要等适当的时间。此时井眼中流体的类型直接影响测得的碳氧比值，而水泥环对碳氧比及硅钙比都有影响。

3.响应方程

碳氧比能谱测井的主要用途，是在孔隙水的矿化度低、不稳定或未知的条件下，在套管井中测定地层的含油饱和度，特别是测定注水开发油层的剩余油饱和度。在其他条件相同情况下，当含油饱和度高时，单位体积地层中碳原子数较多而氧原子数较少，或者说碳氧原子数比值较高。作为用碳氧比求含油饱和度的基础，先计算单位体积地层中的碳和氧原子数。

（1）单位体积地层中的碳和氧原子数及其比值

设a为每立方厘米原油中碳原子的数目，b为每立方厘米岩石骨架中碳原子的数目，c为每立方厘米淡水中氧原子的数目，d为每立方厘米岩石骨架中氧原子的数目。若原油密度为0.87 g/cm³，分子式为C_nH_2n，可以算得：

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每立方厘米淡水中氧原子的数目为

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对纯砂岩地层，岩石骨架中不含碳，b=0；而每立方厘米岩石骨架中氧原子的数目为

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对石灰岩地层，每立方厘米岩石骨架中碳原子的数目为

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氧原子的数目为

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纯砂岩地层中，孔隙度为φ，含油饱和度为S_o，则每立方厘米岩石的碳原子数为

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每立方厘米岩石的氧原子数为

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碳氧原子数比的响应方程为

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由式（3-122）可见，给定孔隙度φ，碳氧原子数比与含油饱和度S_o有单值关系，由此式可绘制出关系曲线如图3-59所示。

从式3-122和图3-59可以看出：当孔隙度大时，曲线的斜率大，测定含油饱和度的灵敏度高；对孔隙度相同的地层，含油饱和度高时灵敏度高；孔隙度高和含油饱和度也高的地层对碳氧比测井有利，可达到较高的精度。低孔隙度和高含水地层对测井不利，得不到理想的效果。

纯石灰岩地层中，碳氧原子数比为

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相应图形见图3-60。

与图3-59相比，图3-60的不同之处有：①当含油饱和度为零时，碳氧原子数比为0.333，比孔隙度为35%和含油饱和度高达90%的纯砂岩地层还要高。②当含油饱和度达到20%时，孔隙度不同的各条曲线交于一点，将曲线簇分成两部分。③当含油饱和度小于20%时，对应于同一含油饱和度，孔隙度大的地层碳氧原子数比值低。④当含油饱和度大于20%时，对应于同一含油饱和度，孔隙度大的地层碳氧原子数比值高。

由以上分析可知，识别岩性对碳氧比能谱测井定量解释非常重要。

图3-59 纯砂岩碳氧原子数比（COR）与含油饱和度的关系

图3-60 纯石灰岩碳氧原子数比（COR）与含油饱和度的关系

（2）产额（系数）比和含油饱和度模型

地层的碳氧产额比为

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式中：A=σ_C/σ_O，即截面比。令

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式中：n_C1、n_C2为单位体积地层中岩石骨架和孔隙流体中的碳原子数；n_O1、n_O为单位体积地层中岩石骨架和孔隙流体中的氧原子数；B_C、B_O为井内流体对碳和氧测量结果的影响。

显然，这几个量分别与地层中骨架、油和水的相对体积以及井液中的持油率或持水率成正比，有

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式中：Y_w为井液持水率；K_C1、K_C2为碳的非弹性散射伽马产额对岩石骨架和油的相对体积的灵敏度；K_O1、K_O2为氧的非弹性散射伽马产额对岩石骨架和水的相对体积的灵敏度；K_C3、K_O3为碳或氧的非弹性散射伽马产额对井眼中持油或持水率的灵敏度。

在岩性和孔隙度已知的情况下，对单探测器仪器求含油饱和度或含水饱和度，除需通过刻度井确定式（3-125）的六个系数外，还需测定持水率，或用实验方法测定井液影响校正曲线。但是，对双探测器仪器，可利用长、短源距探测器探测范围的差别（图3-61）来补偿井液的影响。

双探测器仪器的解释模型是一组联立方程。长、短源距探测器的产额比分别为

地球物理测井

解方程组可得S_w和Y_w。

（3）其他产额比和岩性、孔隙度、泥质和矿化度响应

地层碳氧比主要反映含油饱和度，也可称碳氧化能谱测井的含油饱和度响应，简称饱和度响应或含油饱和度指数。类似的比值有四个。

图3-61 长、短源距探测器探测范围示意图

岩性指数：

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纯碳酸盐岩岩性指数近于零，纯砂岩岩性指数近于一。因受套管外水泥环的影响，即使是纯砂岩，测出的岩性指数也小于一。岩性指数几乎不受孔隙度、含油饱和度和地层水矿化度的影响。用硅钙非弹性散射伽马产额或俘获伽马产额比，都能指示岩性，并可用以校正碳酸盐岩的碳氧化。

孔隙度指数：

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式中各个元素的产额由俘获伽马谱求出，孔隙度指数可定性指示孔隙度的大小。

泥质指数：

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式中各个元素的产额由俘获伽马谱求出。

在裸眼井中，泥质指数从零到大于1；而对套管井，该指数可达1.5～2.5。

矿化度指数：

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在有利条件下，这一俘获伽马产额比可定性指示地层水矿化度。

（4）各元素产额曲线的比较和监测剩余油饱和度

图3-62是石灰岩地层，从深度A～B为油层，B以下为水层，裸眼完井，井径为16 cm；井中充满原油，井眼内油水界面在深度D处。从x_C、x_O、x_Cl和x_H四条曲线上，都能将这两个界面分出来；钙的非弹性散射和俘获伽马产额x_Ca均与零线接近，而非弹性散射钙产额高，正确地指示出岩性为石灰岩；地层和井筒中氯的影响，，使C～D和D以下井段x_Cl升高，x_H和钙俘获产额x_Ca降低；铁的非弹性散射和俘获产额都近于零。对元素产额曲线的变化特点有深刻理解之后，各种比值曲线和由比值导出的饱和度曲线的变化规律和解释方法也就不难理解了。

图3-62 元素产额曲线图

若用S_Ol和S_O2分别表示在裸眼井用电测井确定的原始含油饱和度和用碳氧比测井测出的剩余油饱和度，比较这两条曲线就可观察到原油采出的程度和油水界面的变化。

（二）脉冲中子孔隙度测井

脉冲中子孔隙度测井是用同位素中子源的中子孔隙度测井的替代方法，比较典型的仪器是APS测井仪。

1.APS阵列脉冲中子测井仪

图3-63为APS阵列脉冲中子测井仪示意图。脉冲中子发生器发射14 MeV的中子，由五个³H计数管记录超热中子和热中子。仪器有贴井壁装置，中子计数管的背后用碳化硼屏蔽起来，以消减井液的影响。最大的一对超热中子探测器，由短源距和长源距超热中子计数管组成，用与补偿中子测井类似的计数率比值法求地层的中子孔隙度。在上述两个计数器之间有三个计数器组成阵列，离源较近的一对是超热中子探测器，离源较远的一个是热中子探测器。用成对超热中子探测器测量：①与时间无关的超热中子计数率，高分辨率薄层超热中子测井曲线；②与时间无关的超热中子计数率，即中子脉冲间隔中的超热中子计数率时间分布，其衰减常数是快中子慢化时间的量度，与地层含氢指数相关。矩阵中的热中子探测器，测量热中子计数率的时间分布，求地层的热中子宏观截面Σ或热中子寿命τ。

2.中子慢化时间与孔隙度的关系

图3-64为不同孔隙度石灰岩超热中子计数率衰减曲线。可以看出，孔隙度大的地层计数率衰减快，孔隙度小的地层衰减慢。图3-65 给出慢化时间的倒数与孔隙度的关系，石灰岩、白云岩和砂岩三种不同岩性数据点偏离不明显，即对岩性不敏感。实验表明，用比值法求出的超热中子孔隙度受岩性影响较大。这是因为，能量较高的快中子最初的一二次碰撞所占时间非常短，对慢化时间贡献很小，慢化时间主要是由能量已降低的中子与氢核的弹性碰撞决定的；用计数率比值法求孔隙度，通过测量中子慢化长度来求地层孔隙度，最初几次碰撞对中子慢化长度影响很大，因而受岩性影响较大。

（三）热中子寿命测井

热中子寿命测井，也称热中子衰减时间测井。用脉冲中子源向地层发射能量为14 MeV的中子，测量热中子或俘获伽马计数率随时间的衰减，算出地层的热中子宏观俘获截面或寿命。在地层水矿化度高时，可求出地层含水饱和度。

图3-63 APS结构示意图

1.岩石的热中子寿命和宏观俘获截面

热中子寿命τ是指热中子从产生的瞬时起到被俘获的时刻止经过的平均时间。由计算可知，它等于原有的热中子已有63.2%被俘获而剩下的还有36.8%所经历的时间。在常遇地层中，热中子寿命τ主要与含氯量有关。热中子寿命τ与宏观俘获截面Σ的关系为

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式中：v为热中子速度，cm/s。

图3-64 石灰岩超热中子计数率衰减曲线

图3-65 慢化时间与孔隙度的关系

热中子速度与环境温度有关，即

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式中：T为绝对温度。

若热中子寿命τ以μs为单位，并将25℃时的热中子速度2.2×10⁵ cm/s代入式（3-131），有

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测井时，通常选用10^-3cm^-1作为宏观俘获截面的单位，记作cu，于是有

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单一化合物的宏观俘获截面可用式（3-135）计算，即

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式中：ρ为密度，g/cm³；n_i为化合物分子中第i种原子的个数；σ_i为第i种原子核的微观俘获截面；m为相对分子质量。

纯岩石的热中子宏观俘获截面为

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式中：Σ_ma、Σ_w、Σ_h分别为岩石骨架、地层水和烃的热中子宏观俘获截面。

当地层含泥质时，式（3-136）变成：

地球物理测井

式中：V_sh、Σ_sh分别为泥质的相对体积和热中子宏观俘获截面。

表3-15给出几种矿物的宏观俘获截面和寿命值。

从式（3-136）、式（3-137）和表3-14中数据可见：①高矿化度地层水热中子宏观俘获截面比石英、白云石和方解石等孔隙性岩石骨架矿物大一个数量级，是淡水或原油俘获截面的2～3倍，因而一般储层的宏观俘获截面主要决定于高矿化度地层水的相对体积。②高矿化度地层水的热中子宏观俘获截面和寿命与原油有明显区别，因而用中子寿命测井可测定含水饱和度。③地层中热中子俘获截面非常大的某些元素，如硼对中子寿命测井有严重的影响。④地层骨架矿物俘获截面与孔隙流体有明显区别，中子寿命测井对孔隙度敏感。⑤粘土矿物的俘获截面大，泥质含量对中子寿命测井有较大影响。

表3-14 不同矿物的热中子宏观俘获截面和热中子寿命

2.热中子寿命和宏观俘获截面的测定

本章第三节曾给出用扩散方程表示的中子数守衡定律，即

地球物理测井

式中：v为中子速度；Φ为中子通量。

测定热中子寿命时，开始计数的时间比中子发射时间要滞后一些，热中子产生项S已为零。通过选择源距，扩散项的影响也可减小，必要时可做适当校正。这样，式（3-138）简化为

地球物理测井

积分此式，得：

地球物理测井

式中：τ为中子寿命；Φ₀为初值。

因中子或伽马计数率N与中子通量成正比，用N代替Φ后（3-140）仍正确。测井时，测量的计数率N_t包括三部分射线源的贡献：①井内介质对热中子计数率或俘获伽马计数率的贡献N₁；②地层对热中子或俘获伽马计数率的贡献N₂；③井内介质和地层生成的稳定的背景值N₃。这部分按式（3-140）随时间衰减。用公式表示：

地球物理测井

或

地球物理测井

式中：N₀₁、N₀₂和N₃是常数。

图3-66是按式3-142计算得到的关系曲线，用以说明中子寿命测井计数率衰减曲线的组成和各分量的特点。计算时取∑₁=52.5 cu和∑₂=12 cu。与实测曲线相比，图中未显示统计涨落，而其他特点是相同的。在设计数据采集时序时，应考虑图中显示的这些特点。中子寿命测井的主要用途是求地层的含水饱和度。由式（3-137）可得到含水饱和度：

图3-66 中子寿命测井原理图

图3-67 石灰岩热中子计数率衰减曲线

地球物理测井

式中：Σ为测井值；Σ_ma、Σ_h和Σ_sh分别为骨架、烃和泥质常数；Σ_w为地层水的宏观俘获截面，对原状地层Σ_w是常数，而对注水开发油田它是变量；V_sh为泥质体积含量；φ为孔隙度。

孔隙度不同时，衰减曲线的斜率不同。图3-67是不同孔隙度的石灰岩地层的热中子计数率衰减曲线，这说明求准孔隙度对用中子寿命测井确定含水饱和度是很重要的。

定量解释可信系数c应大于0.5，计算公式为

地球物理测井

中子寿命测井还可以监测油水界面、测定可动流体相对体积和剩余油饱和度变化。

D. 放射性污染的监测方法

9.3.2.1 核事故污染的监测

核事故往往造成的污染范围很大，而且给人民生命和国民经济带来巨大的损失，引起全世界的关注。针对核事故的地球物理监测工作大体上可分为两大部分:一是在核事故发生后开始的大区域快速监测工作，及时了解逐日的污染扩散范围和方向并采取相应的防范对策;二是对所有核设施的长年监测工作，以便一旦发生事故时，能够了解原有的放射性背景以及追踪事故后污染逐步消除的过程。

(1)切尔诺贝利核事故监测

早在核电站建成之前，苏联的乌克兰科学院从20世纪60年代初期就通过在基辅的监测站对基辅周围地区(包括切尔诺贝利地区)进行长期放射性环境监测。监测的参数包括γ辐射背景值(用辐射仪测量)、散落物的放射性活度测量(用面积40cm×40cm的平底盘采集，盘底铺一张浸泡过甘油的滤纸，采集持续两周，采集的样品放在瓷坩埚内在电热炉中加温到500℃灰化，然后测定其β辐射强度)、土壤放射性污染检测(在地表下5cm深处用正方形取样器10cm×10cm取样，样品风干、磨碎、过筛后，测定其β辐射强度)。

事故发生前，γ辐射剂量率为10～12μR/h(背景值)，1986年4月26日发生事故后，4月30日升高到5mR/h，比背景值高约500倍。在随后几天内γ辐射值变化强烈，与放射性物质的继续泄漏和天气变化有关。5月9日在反应堆再次爆炸后，γ辐射也再次出现高峰。1986年底，γ辐射降低到50μR/h，1992年(监测经过公布前)再次降低为16～18μR/h，接近事故前的背景值。

土壤中的β放射性活度(按土壤质量计)在事故前为550～740Bq/kg，事故后升高到29600Bq/kg。事故前放射性⁹⁰Sr的质量活度为3.7～22.2Bq/kg，事故后升高了10倍。

为了了解污染的区域分布，瑞典地质调查所动用了两架地球物理专用飞机，在150m的高度上进行了航空γ能谱测量，1986年5月1～6日的测量结果如图9.12所示。在Gavle附近发现明显的高值。后几天的调查重点移向瑞典南部，以了解是否可以允许奶牛吃该地春天新生的牧草。5月5～8日在瑞典其他地区用100km线距的东西向测线覆盖，发现污染区不断向瑞典－挪威边界的方向扩大。从5月9日～6月9日整个瑞典用50km线距的航空测量覆盖，在一些异常区测线加密到2km。苏联在1986年4月28日以后，在国内面积为527400km的区域内进行过比例尺为1∶10万、1∶20万、1∶50万的航空γ能谱测量，以监测放射性污染弥散的区域。

图9.12瑞典航空γ射线照射量率等值线图 (照射量率单位为μR/h)

(2)追踪核动力卫星

由于卫星在进入大气层后解体成多个碎片，因此监测工作要在降落轨道周围广阔地区内进行，主要依靠航空γ能谱测量，发现异常后再进行地面检查。

苏联的用核反应堆作动力的宇宙－954卫星1977年底～1978年初在加拿大西北部陨落。1978年初加拿大国防部和美国能源部合作，追踪卫星陨落的碎片在加拿大的散落位置。首先根据计算机预测的卫星陨落轨道，划出一条长800km、宽50km陨落区域，由大奴湖东端至哈德逊湾附近的贝克尔湖，并将其分为14段。用4架C－130Heracles(大力神)飞机，以1.853km的线距、500m的离地高度作了航空γ能谱测量。加拿大地质调查所的能谱系统首先在大奴湖东端冰上的一号地段探测到放射源，到1月31日对全区作了普查，发现所有放射性碎片落在一个10km宽的带内，在该带内又以500m线距和250m离地高度作了详查。鉴于大力神飞机的飞行高度不可能再进一步降低，还采用了一套直升机探测系统，在9号地段的冰上发现许多弱的放射源，它们都是在大力神的飞行高度上所不能发现的，后来对这些小片的分析表明它们是反应堆芯的一部分。此后，直升机系统又在沿大奴湖南岸一带发现了更多的放射性碎片(图9.13)，这些碎片随北风飘向预订轨道的南侧。到3月底又在大奴湖的冰上作了一次系统的直升机γ能谱测量，数据分析进一步证明反应堆芯在进入大气层后已全部解体。同年夏天，加拿大原子能监控管理局做了进一步的监测和清理工作，以保证清除所有的有害物质，共回收约3500枚碎片，最远的在卫星轨道以南480km。

9.3.2.2矿山探采和选冶污染的监测

除了铀矿床外，许多有色金属、贵金属、稀有金属、稀土元素和磷矿床等也都伴生有大量放射性元素，对这些矿床的勘探、开采、选矿和冶炼都会导致放射性污染。为了清除这些污染，了解清除的效果，都需要进行监测。

(1)尾矿场地的污染与监测

在地质勘探阶段，矿床虽未交给工业部门开采，但是在勘探过程中使用了水平巷道、竖井和浅井等工程，使矿区受到天然放射性元素的污染。在矿床开采过程中，矿石和废石的堆放与运输造成更大面积的污染，选冶过程中产生的尾矿和炉渣也是不可忽视的污染源。

图9.13大奴湖地区由宇宙－954卫星放射性碎片引起的γ射线总计数的分布

1979～1980年美国能源部在盐湖谷作了航空放射性测量，以便划定尾矿场地范围，并指导地面调查。测量系统安装在直升机上，探测器由20个NaI晶体组成，每个体积645.7cm³，航高46m，线距76m。根据测量数据绘出了照射量率等值线图，如图9.14(a)所示和高于背景值的²²⁶Ra含量分布范围图，如图9.14(b)所示。背景照射量率变化于430～645fA/kg(1μR/h=71.667fA/kg)之间。尾矿堆的照射量率最高超过1×10⁵fA/kg。在尾矿堆以北有两个照射量率偏高的突出部分，西面的一个据认为是由尾矿受风吹动造成的，东面的一个沿铁路分布，可能由测量时正在运输的放射性物质或由沿铁路运输散落的矿石或尾矿引起。沿铁路的其他辐射异常据推测也是由散落物引起的。

利用此次航空放射性测量数据，盐湖城卫生局和犹他州卫生厅划定出14个此前未知的放射性异常区，地面检查发现9个地点属于铀选矿厂的尾矿、1个是铀矿石、3个是放射性炉渣，还有1个是储存的选矿设备。在20世纪80年代初查出的这些污染地段都得到了清理。

(2)采煤和燃煤的污染及监测

许多重要的采煤区在采煤过程中形成大面积的放射性污染。例如，德国的鲁尔矿区发现，由煤矿抽向地面的水中²²⁶Ra含量所导致的活度浓度达13kBq/m³，流入地下坑道中的水达63kBq/m³。鲁尔区所有煤矿每年抽出的水含²²⁶Ra导致的总活度共37GBq。在地面上放射性污染的分布在很大程度上与水的化学成分有关，共有两类含镭的水，A类含硫酸盐甚少或不含硫酸盐，但含Ba²⁺离子;B类水含大量硫酸盐，但不含Ba²⁺离子。在B类水中镭不沉淀，而A类水中的镭，当其与硫酸盐混合后，镭与钡同时沉淀，形成放射性沉积物。很多煤矿已采煤百年以上，在矿山废水流经之处形成很厚的沉积层，质量活度达150kBq/kg，并导致土壤和植物的污染，土壤质量活度由0.2～31kBq/kg，在水道两侧的新鲜植物中含²²⁶Ra，其质量活度达1kBq/kg。

目前世界上许多发展中国家都以煤作为主要能源，因此粉煤灰成为一种量大面积的放射性污染源。据联合国原子辐射效应科学委员会(UNSCEAR)的统计，一个每天烧煤10t的热电厂，向大气释放的²³⁸U放射性活度达1850kBq，一个1000MW的热电厂每年排放粉煤灰5×10⁵t，其中1.4×10⁵t排入大气。调查表明，在热电厂周围由于粉煤灰放射性引起的癌症死亡率比在核电站周围高30倍。

图9.14盐湖谷航空放射性测量

(3)石油开采及运输中的放射性污染和监测

石油开发过程中的放射性污染主要来自放射性测井。在测井中使用的放射性物质主要有中子源、同位素等，如镅铍(²⁴¹Am－Be)中子源，¹³⁷Cs，²²⁶Ra，¹³¹Ba，¹³¹I，¹¹³Sn，¹¹³In伽马源等。测井过程中的放射性污染主要是因操作不当造成的，如:由于操作不慎，配置的活化液溅入外环境;在开瓶分装、稀释及搅拌过程中，有¹³¹I气溶胶逸出，造成空气污染;在向注水井注入¹³¹I活化液时，由于操作不当，造成井场周围的表面污染;测井过程中玷污井管和井下工具等。

在石油化工生产中，承压设备(如锅炉炉管、液化气球罐、液化气槽车、承压容器、管线等)的探伤、液位控制、液位测量、密度测定、物料剂量、化学成分分析及医疗中的透视、拍片、疾病治疗等，广泛地采用了放射技术。在料位、液面、密度、物料剂量、化学成分分析方面的放射性同位素源的剂量、活度一般是几个毫居里(mCi)，很少超过1000mCi。不过，在正常工作情况下，不论是从事工业探伤的人员还是同位素仪表操作人员，身体健康均不会受到放射性损伤。

油田上放射性污染面积大的地方，甚至可以在1∶50万的航空γ能谱测量中反映出来，污染物以镭及其衰变产物为主，铀、钍含量不超过土壤的背景值。该企业用路线汽车能谱测量在斯塔夫罗波尔边区测过的40个油气田，其地表全被放射性废料污染，发现300多个污染地段，γ射线照射量率为60～3000μR/h，其中大部分在100～1000μR/h范围内。

(4)磷肥的放射性污染及监测

在天然环境中磷和铀之间有着稳定的共生关系，磷肥的原料———磷矿石含有偏高的铀，磷肥的副产品中则含有较多的铀衰变产物，这些都会给磷肥厂周围的环境造成放射性污染。

在西班牙西南部奥迭尔河和廷托河汇合入海处附近有一个大型磷酸厂，用于制造磷酸盐肥料，其原料为磷灰岩，含有大量铀系放射性核素。在西班牙生产磷酸的方法是用硫酸来处理原岩，在此过程中形成硫酸钙沉淀(CaSO₄·2H₂O)，称为磷石膏，这种副产物或者直接排入奥迭尔河，或者堆在厂房周围。因此，需要估算该厂每年排入周围环境的核素数量。此外，还测定了西班牙西南部几种商品肥料的放射性元素含量，以估计其对农田的放射生态影响。

所有的调查工作均基于测定固体和液体样的U同位素、²²⁶Ra和²¹⁰Po及⁴⁰K的含量。知道每年产出的磷石膏量及其中U，²²⁶Ra，²¹⁰Po的质量活度平均值，得出工厂附近每年排出的U同位素总活度约0.6TBq，²¹⁰Po总活度为1.8TBq，²²⁶Ra总活度为1.8TBq，各种放射性核素总量的80%存留在磷石膏堆中，其他直接排入奥迭尔河，存放的磷石膏也逐渐被水溶解流入河中。到达廷托河的水²³⁸U活度浓度为40Bq/L，²²⁶Ra为0.9Bq/L，²¹⁰Po为9Bq/L。为研究河流的污染，还取了水系沉积物样，样品湿重数千克，烘干、磨碎、混合后在高纯锗探测器上测量，探测器覆盖10cm厚的铅屏，内有2mm的铜衬，以便测得较低的质量活度。

磷肥厂的环境放射性污染在我国亦有发现。核工业总公司在上海市郊进行航空γ能谱测量时，曾发现10×10^－6的铀异常，是背景值的45倍，经查是由化肥厂的磷矿粉引起的。

9.3.2.3建筑材料的放射性污染及监测

除了房屋地基的岩石、土壤会逸出氡外，建筑材料中也可能含有某些放射性元素，因此也可能成为放射性污染源。当建筑材料中镭的质量活度高于37Bq/kg时，会成为室内空气中氡的重要来源。有些地方用工业废料作为制造建筑材料的原料，可能将工业废料中的放射性污染物带入室内。例如利用粉煤灰或煤渣制造建筑材料曾被认为是废物利用的好办法，但是当煤的放射性元素含量偏高时，会导致严重的后果。我国核工业总公司曾经对石煤渣所建房屋的室内吸收剂量率做过调查，发现石煤渣砖房屋的γ辐射吸收剂量率比对照组的房屋高出3～9倍。我国用白云鄂博尾矿、矿渣做原料制造水泥的工厂，用其生产的水泥建造的房屋时室内氡的浓度比对照组高出4～6倍。而美国对常用建筑材料放射性的调查结果表明，木材辐射出的氡最少，混凝土最多。

我国居民住宅多用砖作建筑材料，其中放射性⁴⁰K质量活度最高为148Bq/kg，Ra为37～185Bq/kg，钍为37～185Bq/kg。对于天然建筑材料，建材行业标准(JC518－93)将其分三类，见表9.4。

表9.4我国天然建筑材料核辐射分级标准

俄罗斯勘探地球物理研究所提出用以下参数对建筑材料的辐射室内居民辐射剂量进行监测。

9.3.2.4 核废料处理场地的选址和勘察

各国根据自己的条件来选择适于储存核废料的地质体，但迄今研究得最多的是两种:盐体和深成结晶岩体。盐体被认为是储存核废料得最好地质介质，其优点是未经破坏的盐层干燥，盐体中产生的裂隙易于愈合，盐比其他岩石更易吸收核废料释放的热，盐屏蔽射线的能力强，盐的抗压强度大，而且一般位于地震活动少的地区。而另外一些国家，因为各自的地质条件，主要研究利用深成结晶岩储存核废料。如加拿大和瑞典等国家，大部分领土属于前寒武纪地质，它们研究的对象包括片麻岩、花岗岩、辉长岩等。这些岩体能否储存核废料主要取决于其中地下水的活动情况。由于结晶岩中地下水的唯一通道是裂隙，所以圈定裂隙带并研究其含水性是重要的任务。在具体选择储存场地时考虑以下几个条件:地势平坦、因而水力梯度小，主要裂隙带不要穿过场地，小裂隙带应尽可能少，要避开可能有矿的地点。

其他研究的地质体还有粘土、玄武岩、凝灰岩、页岩、砂岩、石膏，碳酸盐也是可以考虑的目标。一般来说，碳酸盐岩是不适合的，但由不透水岩石包围的碳酸盐岩透镜体是值得研究的。除了陆地上的地质体外，对海底岩石的研究也已经开始。

(1)盐体选址勘察中的地球物理工作

A.盐体普查

为了储存核废料，首先要了解盐层的深度、厚度和构造，圈出适合储存的盐体，一般倾向于把核废料储存在盐丘里。

重力测量。重力法对盐丘能进行有效的勘察。盐的密度稳定，为2.1×10³kg/m³，往往低于围岩(2.2×10³～2.4×10³kg/m³)，在盐丘上可测到n×10～n×100g.u.的重力低。当盐丘上部有厚层石膏时，由于石膏密度大，结果形成弱重力低背景上的重力高。当盐丘为致密火成岩环绕(火成岩在盐丘形成过程中侵入)时，则在重力低的边缘出现环状重力高。盐丘表面起伏可用高精度重力和地震测量综合研究。当盐丘地区的重力场非常复杂时(重力场为盐上、盐下层位、盐层和基底的综合反映)，采用最小化法进行解释:首先根据地质－地球物理资料提出模型，然后自动选择与观测重力异常最吻合的模型曲线，使两者偏差的平方和等于最小值。

电法测量。盐比围岩电阻率高，是电性基准层，以往盐层构造用直流电测深研究，近年来则愈来愈多地采用大地电流法和磁大地电流法。采用大地电流法确定盐体埋藏深度时，利用大地电流平均场强与盐层深度之间的统计关系，因此要掌握少量钻探和地震资料。平均场强的高值区对应于盐丘和盐垣，这样圈出的局部构造很多已被地震或钻探所证实。

地震测量。在构造比较简单的沉积岩区地震反射和折射法探测盐层起伏是很有效的。例如丹麦为储存核废料选择的莫尔斯盐丘，其位置和形态就是根据反射面的分布确定的。在某些情况下地面地震法只能确定盐丘顶部平缓部分的位置。而侧壁的形态和位置难以确定，这可以采用井中地震。

总之，在选址时，为了研究盐层构造，一般先利用重力和电法，两者结合起来能更详细地确定盐层构造在平面上的大小和形态。根据重力和电法结果布置地震测网，通过地震法可准确确定盐体深度，而利用井中地震则可准确确定盐体侧壁的位置和形态。

B.研究盐体的内部结构

为了确定盐体是否适应于储存核废料，必须研究盐体内部结构，即其所含杂质(夹层)数量、含水性和裂隙发育程度。

确定杂质(夹层)的数量。盐的相对纯度是影响其能否储存核废料的一个重要因素，杂质的出现会使盐层的抗压强度减小，屏蔽射线的能力降低。盐体所含杂质包括泥质组分、石膏等，泥质组分有的形成单独的夹层，有的与盐混在一起，形成泥盐。美国得克萨斯州的帕洛杜罗盆地用天然γ测井和密度γ－γ测井评价了中上二叠系盐层的纯度。γ射线强度与泥质含量有关，因为泥质组分中的钍量较高。γ－γ测井求得的密度则与石膏的百分含量之间存在着线性相关关系。计算了每个钻孔每个盐层的γ强度平均值。不到30ft的夹层，其γ强度与盐层一起平均，当夹层厚于30ft时，就把盐层作为两个单独的层处理，据此编制了不同旋回的γ射线强度的等值线图，它实质上就是泥质含量分布图，从中可以选择泥质含量最低的地区作为储存核废料的地点。

在美国盐谷地区还曾利用垂直地震剖面法，根据波速的不同划分盐中的夹层。而在丹麦的莫尔斯盐丘则用井中重力研究了盐内的夹层。

研究含水性。盐体含水对建立核废料是一个潜在的危险，它使部分盐溶解成为卤水，减小盐的机械强度并腐蚀废料容器。测量盐体的含水量可以采用中子测井，以²⁵⁵Cf为中子源。试验表明，在释放的γ射线谱线上氢本身的峰很弱，不能用作评价含水量的尺度，但可利用快中子与Na和Cl原子核的相互作用，以下列参数衡量含水量:Na中子非弹性散射峰与Cl中子俘获峰的比值。非弹性散射是指Na的原子核吸收一个中子并放出一个中子和γ射线，γ射线峰的位置在138keV;中子俘获是指Cl的原子核俘获一个中子并放出γ射线，其峰的位置在789keV。上述比值与水的含量呈正比。美国曾利用瞬变电磁法来确定卤水的位置，在实际探测时发现，卤水的位置与瞬变电磁法一维反演的低阻层位置相当吻合。

了解裂隙发育程度。为了保证核废料库的安全，必须了解盐层的裂隙发育程度。主要方法为井中电法(特别是无线电波法)和声波测井。盐的电阻率高，电磁波传播的损耗小，无线电波法的探测距离大，夹层或裂隙的电阻率或介电常数与盐不同，这些都是应用无线电波法的有利条件。无线电波法包括透视和反射法，透视法测孔间信号的衰减，而反射法的发射和接收天线位于同一孔内，测电磁脉冲的走时和反射层的特征。均匀的盐不会产生明显反射，裂隙增多则反射亦增多。无裂隙的盐电阻率高、衰减小，多裂隙的盐则电阻率低、衰减大。因此，衰减小、反射少的盐体更适于储存核废料。

用声波测井确定裂隙带的位置时可以利用不同的参数，如反射波幅度、声波速度和区间时间。

(2)深成结晶岩体选址和勘察中的地球物理工作

核废料拟储存于花岗岩深成结晶岩体500～1000m深度上类似于矿山的处理洞穴中。在深成结晶岩体的选址和勘察过程中，地球物理工作分为三个阶段，即场地筛选、场地评价和洞穴开挖过程中的勘察。

A.场地筛选

首先开展区域普查来筛选几个地区，作为候选的处理场地，每个地区的面积可达上千平方千米。在筛选过程中，了解深成岩体的形态和深度、周围地质环境、主要不连续面的位置和走向，盖层的特征、岩石的完整性等都是很重要的。由于场地筛选是区域性调查，涉及面积很大，所以要选用快速普查性的地球物理方法，尤其是航空地球物理方法。航空磁测曾被用来确定深成岩体的边界以及岩体中的岩石与构造界面，一般与航空磁测同时开展的航空γ能谱测量也可用于划分花岗岩体的边界，花岗岩体铀的含量可达8×10^－6，而围岩往往低于2×10^－6。航空电磁法用来填绘裂隙带在近地表的投影以及覆盖层的特征。湖区的裂隙带则可采用船载声呐设备圈定。岩石的完整性可以通过测量岩石的整体电阻率来评价，采用的方法有大地电磁法(MT)、音频大地电磁法(AMT)、瞬变电磁法(TEM)和直流电阻率法等。

地面重力法曾被用来确定深成岩体的形态和深度及其地质环境。图9.15显示一条南北向跨过岩基的39km长的重力剖面，图上包括实测和模型重力曲线以及根据当地常见岩石单元作出的解释剖面。与岩基有关的100g.u.的重力低非常明显，叠加在重力低上的局部重力高很可能是由高密度的包裹体引起。

B.场地评价

场地评价是在经过筛选的较小区域内进行更详细的调查，每个区域的面积可达100km²，总的目标是圈定主要裂隙带，确定其几何形态，进行岩性填图并了解覆盖层的特征。

应用高分辨率地震反射法了解裂隙带的深部情况以及发现深埋的裂隙带。可以探测到宽于地震波主波长1/8的目标，例如在P波速度约5500m/s的花岗岩中，若采用150Hz左右的工作频率，就可以探测到5m宽的裂隙带。但是要求探测离地表1000m以内的反射体意味着有用的反射包含在地震记录的第1s内，然而对高分辨率地震常用的炮检距来说，在这一时间段内也有地滚波到达，为了减小地滚波的影响，需要采用频率滤波、f－k滤波、减小炸药量以保留信号的高频成分，并且选择适当的检波器距使地滚波在叠加时尽量减小。

目前还提出了三种应用地球物理方法估算裂隙的水压渗透性的途径:一是利用裂隙空间的电导率;二是利用裂隙内声波能量的损耗;三是利用地震波通过时钻孔对裂隙压缩的响应。

对于准备开挖的场地来说，层析方法的作用更大，因为在这样的地点钻孔的数目要控制在最低限度，以防在岩体中形成新的地下水通道。

C.开挖阶段的勘察工作

开挖储存核废料洞穴的工作开始以后，需要了解洞穴周围岩体的水文地质条件和地质力学条件。由于本阶段研究的目标减小，所以要采用高分辨率，因而是高频的地球物理方法。雷达、超声波和声辐射方法都曾得到有效的应用。

图9.15跨过岩基的一条南北向重力剖面图和二维重力模型(右侧为北)

利用超声波可以确定开挖破坏带的厚度。利用声辐射测量可以监测开挖的安全性，声辐射参数的变化可以用来预测可能产生的岩爆并确定其位置。此外，声辐射测量还用于追踪向裂隙带内灌浆的进程，这时在裂隙带附近的一系列钻孔内放置加速度计，在灌浆过程中记录的声辐射强度是同灌浆的进展相关的。

总之，在深成结晶岩地区核废料处理场地选址和勘察工作中，地球物理方法既能快速而经济地做到对大片区域的地质构造进行全面的了解，又能对候选场地进行详细评价和勘察。表9.5将各个阶段的地球物理工作加以总结。但在各个阶段的工作中，除地球物理方法外，还应综合应用其他方法，尤其是水文地质、地球化学、地质和岩石力学方法等。由于地球物理方法在解释上的多解性，还应通过钻探来验证。

表9.5深成结晶岩区核废料地质处理中的地球物理工作

E. 　放射性测井

放射性测井是在钻孔中测量地层核物理性质的一组测井方法。通常按照放射性源分为下列几类方法：自然伽马测井、伽马—伽马测井、中子测井、岩性密度测井等。

14.3.1基本原理

14.3.1.1自然伽马测井

由于地层的成分、结构不同，因而含有不同数量、不同种类的天然放射性元素，这些元素的原子核衰变时，要放出不同强度、不同能量的伽马射线。自然伽马测井是通过测量钻井穿过地层自发放出伽马射线的强度而进行岩性划分、泥质含量和地层孔隙度确定的一种方法。

14.3.1.2伽马—伽马测井

伽马—伽马测井是通过测量地层对伽马源放出的伽马射线的散射而进行岩性划分、泥质含量和地层孔隙度确定的一种方法。

14.3.1.3中子测井

中子测井是通过对地层中子性质的测量，研究钻井剖面中各区段性质及孔隙度等的一种方法。

14.3.2观测方法

14.3.2.1自然伽马测井（Gamma-Ray Logging）

自然伽马测井的测量原理见图14-5。井下仪器包括伽马射线探测器、放大器及高压电源三部分。伽马射线探测器将接收到的伽马射线转变成电脉冲，经电缆传送到地面仪器，在地面仪器中经过电脉冲的放大、鉴别、整形后，经计数率测量电路将电脉冲转换为与脉冲计数率成正比的直流电压，记录直流电压差得到伽马测井曲线。根据伽马测井曲线可定性用于划分地层界面和判别岩性，进行地层对比；在定量解释方面可确定泥质含量及渗透性等。

14.3.2.2伽马—伽马测井

伽马—伽马测井又称为密度测井，其测量原理见图14-6。

图14-5自然伽马测井测量原理

图14-6伽马—伽马测井的测量原理

伽马—伽马测井仪分为地面和井下两部分。井下仪主要由伽马源、伽马射线探测器及电子线路组成；地面仪器类似于自然伽马测井仪的地面仪器。在测量过程中，伽马源与探测器保持一定距离一起放入井中，伽马源连续地向地层发射出伽马射线，而探测器接收经过与地层物质相互作用后达到探测器的散射伽马射线，将接收后的伽马射线经过类似自然伽马射线的方法进行转换处理，形成伽马—伽马测井曲线。该方法除用于划分钻孔地层界面、判断岩性以外，主要用于确定地层孔隙度。

组成造岩矿物的元素大多数是原子序数较小的轻元素，他们与中等能量的伽马射线相互作用，发生康普顿散射。散射率取决于物质中的电子密度，而电子密度又与岩石密度成正比。在用长源距（c＞10cm）伽马源照射井壁时，被照射岩石的密度愈大，康普顿散射的几率也愈大，表明原子壳层吸收伽马射线多，因而散射的伽马射线弱；反之，岩石密度愈小，散射的伽马射线愈强。因此，在分析伽马—伽马测井曲线时，对应于低值部分的是密度大的岩层，而对应于高值部分的是密度小的岩层。

14.3.2.3中子测井

中子测井是以中子与物质作用为物理基础的一种测井方法，根据探测器所记录的物理量不同，可分为中子—伽马测井和中子—中子测井两种方法。

（1）伽马—中子测井（Gamina-ray neutran logging）

伽马—中子测井是一种应用较普遍的中子测井法。其特点是：测量伽马—中子射线强度，以计数率脉冲/分钟为计量单位；当地层不含强吸收元素时，伽马—中子射线与含氢量有关，在使用长源距测量时，随含氢量增加，伽马—中子射线强度减少；当地层含吸收元素时，伽马—中子射线强度有显着增加。该方法使用的仪器与自然伽马测井仪基本相同，但伽马—中子测井仪的井下仪有人工中子源。

（2）中子—中子测井（Neutron-Brons logging）

中子—中子测井测量地层中热中子密度，这种方法使用的测井仪与自然伽马测井的电路基本一样，除了有中子源外，还要使用热中子探测器。当地层不含强吸收元素时，测量结果中子—中子射线强度反映了含氢量。

进行中子测井时，把装有中子源和探测器的下井仪器由电缆放入井中。将中子源发出的高能中子射入井内和岩层中，高能中子与物质的原子核可能发生非弹性散射、弹性散射，能量逐渐损失、减速的热中子极易被原子俘获引起核反应。因此，探测器的记录与地层的减速性质和吸收性质有关。因为氢是最特殊的减速物质，所以中子测井结果将反映地层的含氢量。在含水的地层中，孔隙被水充满，故中子测井可能反映岩层孔隙度的大小。

14.3.2.4岩性密度测井

岩性密度测井是与密度测井配套使用的一种测井方法。该系统测量克服了密度测井中仅测量低能伽马射线（即光电效应）或中能伽马—伽马射线（康普顿效应）中的一种而带来划分岩性不准的弊病，而是将二者结合起来进行测量的一种方法，可较准确地进行地层岩性的划分。

根据伽马射线的吸收与伽马射线能量的关系，在中能的条件下，康普顿散射的吸收系数要大得多，而光电效应的吸收系数却很小。但在低能的条件下，光电吸收系数变得比康普顿散射系数大，这就是说，在低能阶段，伽马射线受光电效应的影响比康普顿效应的影响要大。因此，该系统在充分考虑上述特点后，开展了具有进行密度测量的高能窗以及进行低能测量的低能窗。将二者一起应用有助于区分岩石类别。

14.3.3技术要求

14.3.3.1放射性测井的一般技术要求

（1）对所采用的仪器进行检查、校验和标定工作，确保仪器性能良好。

（2）深度比例选择为1∶50，便于对厚度较小的目的层进行定性和定量解释。

（3）横向比例采用整数比例尺，且全区一致，尽量使全部或部分地层反映清楚，超格曲线应补测。

（4）测井速度应根据仪器延时参数及测量精度要求而定，一般提升速度限值为1000m/h。

（5）电缆的标记：①电缆上必须标记准确、明显、牢固的深度记号，记号的标准间距规定为10m，特别是零记号上方处应有特殊警告记号；②在钻孔中提升标记电缆时要挂上相当于井下仪器重量的挂锤。

14.3.3.2自然伽马测井

（1）第四纪地层自然放射性强度弱，故应选用灵敏度高且性能稳定的放射性测井仪。测量时要选择合适的横向比例、时间常数和测速。

（2）在作定量解释时，应在井场应用标准源或刻度器进行横向比例标定。

（3）统计涨落相对或然率误差不超过5%，每次测量前应在页岩（泥岩）层上记录统计起伏，记录的时间应大于记录曲线所选用的时间常数的10倍。

（4）反映岩性的最大相对幅度最好为满测程的4/5左右。

14.3.3.3伽马—伽马测井

（1）测量时应根据计数率的多少选择仪器的测程，所记录的伽马强度应在仪器的线性范围内。

（2）有密度刻度器的应在井场标定曲线的横向比例，以g/cm³/cm标注，无刻度器的则以脉冲/min/cm标注。

（3）使用的源强应能压制天然伽马的干扰，主要目的层的伽马强度应大于孔内天然伽马曲线平均幅值20倍以上。

（4）源距一般采用0.3～0.5m。

14.3.3.4中子测井

（1）测量时应根据计数率的多少，选择仪器的测程，所记录的中子射线强度应在仪器的线性范围内。

（2）进行中子测井前后，都要利用刻度块进行刻度，横向比例为刻度单位/cm。

（3）伽马—中子测井源距一般大于0.5m；中子—中子测井源距一般采用0.45～0.60m。

14.3.3.5岩性密度测井

其技术要求基本上与伽马—伽马测井一致。

14.3.4成果的表达形式

放射性测井的成果表达形式为地层的放射性强度随深度变化的坐标曲线。横坐标代表放射性强度的大小，应根据不同的测井方法采用相应的单位进行标注；纵坐标代表深度，一般以m为单位进行标注。在测井曲线的顶部应表明有关的参数，内容除曲线、岩性柱状图外，应绘出泥质含量、密度随深度变化的曲线。曲线下面标出图例及责任栏。

14.3.5资料解释原则

14.3.5.1自然伽马测井

（1）当地层厚度大于三倍井径时，地层中点的自然伽马强度值达到极大值，即等于无限厚地层的自然伽马强度，此时地层的界面位于曲线的半幅值点。

（2）当地层厚度小于三倍井径时，地层中点的自然伽马强度值随地层厚度的增加而增加，用半幅值点确定的地层厚度大于地层的真正厚度，称为视厚度，要得到地层的真厚度必须进行校正。

（3）自然伽马的探测半径一般取作十几到几十厘米。

14.3.5.2伽马—伽马测井

（1）当上下围岩的密度相等时，伽马—伽马曲线与目的层中点为对称。

（2）不能以曲线的半幅值点分层，当目的层密度比围岩低时，可用1/3幅值点分层。

14.3.5.3中子测井

（1）中子测井在划分钻孔地层界面、判断岩性时，与自然伽马测井相结合效果较好，因为各类岩石结构不同，含氢量也有不同的变化。

（2）中子测井曲线与自然伽马曲线相似，它的探测深度近似等于源距，才能用半幅值点分层。

（3）中子测井主要用于确定地层孔隙度。

14.3.6仪器设备

放射性测井仪器设备见表14-1。

F. 辐射一般通过哪些方式可以检测出辐射量有多大

辐射检测仪器有场强仪、电离辐射检测仪、电磁辐射检测仪。
一、场强检测仪：
1、高频近区电磁场测定仪、高频电场测定仪、工频电场测定仪，主要用于测量高压输变电系统，配电室，感应炉，地铁，电动机车，医疗设备，烘干设备，计算机等具有电磁辐射作业场所的电场强度。
二、电离辐射检测仪
1、个人剂量报警仪：主要用来监测X射线和γ射线，在测量范围内，可任意设定报警阈值，当达到报警阈值时，发出警报及时提醒工作人员注意安全。广泛应用于辐照加工企业、卫生防疫、放射治疗、核实验室、核电站、进出口商检、建材、石油化工、地质普查、废钢铁、工业无损探伤等存在电离辐射环境下。
2、中子剂量仪：广泛应用于加速器、核燃料生产厂、中子辐照装置等场所
3、α β γ表面污染测量仪：主要用于放射性表面污染测量，可同时对α、β、γ射线进行测量。该仪器可广泛应用于环保部门、医院放射性科室、高等院校核物理实验室、科研单位放射性实验室、核电站、放射性计量站以及其它放射性场所的人员手部、衣物以及使用的试验台、试验设备的α、β、γ表面污染测量，以便及时去污，从而保护工作人员的安全。
4、αβ表面污染测量仪：同测αβ，也可单测α或β，主要应用于核医学、环境放射性监测、核设施退役、核废物处理，以及核电站和部队核辐射探测方面。
5、χ、γ剂量仪：测高能、低能γ射线外，也可以对低能X射线进行准确的测量，广泛用于环保、冶金、石油化工、化工、卫生防疫、进出口商检、放射性试验室、废钢铁、商检、各种放射性工作场所等需进行辐射环境与辐射防护检测的场合。
6、低本底α β测量仪：广泛用于辐射防护，医药卫生，农业科学，核电站等场所。
三、电磁辐射检测仪
1、低频电磁辐射检测仪：磁性材料的检测，地磁场的检测，地铁电磁环境辐射监测，交流、直流高压输变电系统监测，配电室、计算机房、敏感仪器室等作业场所监测。
2、高频电磁辐射检测仪:工业炉、焊接系统、射频加热、回火和干燥设备、透热设备和医疗设备(NMR)，射频发射装置、敏感区域（医院、学校）、无线电通讯系统、移动通信基站、广播电台、电视发射塔环境的场强测量。

G. 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：G_GR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V_SH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V_SH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G_GR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

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式中N_L和N_S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

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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μ_K来描述，它等于单位体积中所有电子散射截面σ_K的总和，即

勘查技术工程学

式中：n_e为单位体积中的电子数（称为电子密度），可表示为

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式中：N_A为阿伏伽德罗常数；ρ_b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σ_K是个常数，因而可近似认为

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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N_L和N_S，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ρ_b。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ρ_b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ρ_b等于岩石骨架密度ρ_ma与孔隙流体密度ρ_f的加权和，即

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解出φ得

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式中ρ_ma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ρ_f=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P_e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P_e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P_e值进行记录。同时，它还记录一条密度曲线ρ_b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P_e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P_e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P_e测量结果与地层孔隙中的油气关系不大（因其P_e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P_e、U及ρ_b和Φ_N值

H. 中子氧活化流量测井原理

用脉冲中子活化中子活化氧原子，使活化的氧原子产生特征伽马射线。流动的活化水流经四个探测器，保个探测器是连续记录，计数率随时间变化的时间谱，并根据时间谱计算出谱峰的渡过时间，由各个探测器的源距和计算出的时间谱的渡越时间得到活化水的流速，并根据实际测量的空间截面积和一天24小时的时间长度计算得到该测量点的一天流量。

氧活化测井的用途：
1)在笼统正注井、笼统反注井、油套合注井、分层配注井中测量注入剖面。
2)寻找套管外窜流。
3)检查封隔器漏失及套管漏失。
4)可过油管测环套流量。
5）现场快速直观解释，可迅速得到测点流量。

I. 怎样探测辐射

说实话这个问题还是比较复杂的，简单说，就是辐射能量使探测器的某些原子电离，电离放出的电子或者光子，通过探测器，如光电倍增管等接受，传给外面的电路形成脉冲，然后根据这些脉冲进行某些计算。下面是某教材里面的一些总结性的东西，不知道能不能帮到你：
探测器把核辐射转变为电信号的物理过程在很大程度上决定了探测器的主要技术性能和用途。就这三类探测器而言，核辐射转变为电信号的过程不管多么复杂和不同，概括地讲总是分为两个阶段。第一阶段：入射的粒子如果不是带电的，如γ光子和中子，则通过与探测器物质的相互作用，转变或产生出带电粒子，这些带电粒子在探测器内的一个特定区域使原子或分子电离和激发；第二阶段：被电离和激发的原子，在探测器的外加电场中作定向移动，因而在探测器外部负载电路中给出一个电流信号，称为探测器的本征电流信号。这个本征电流信号的特点完全取决于核辐射在探测器内转变为电信号的物理过程，而与探测器的外部负载电路无关。
为了使探测器内部产生一定电场，需供给探测器以一定数值的直流电压。在探测器与提供直流电压的电源之间还有若干个电子元件。为了把本征电流信号改造成为适合测量任务需要的电信号，在探测器与电信号处理仪器之间也需要一些电子线路和元件。所有这些元件组成了探测器的外部负载电路。对大多数测量任务来说，这三类探测器可以把本征电流信号改造成为慢变化的电流信号，也可以改造成脉冲信号，然后再被送到电信号处理仪器中。输出慢变化的电流信号的状况通常称为探测器的电流型工作状况，而输出脉冲信号的状况称为探测器的脉冲型工作状况。大多数探测器可以工作在这两种状况中的任何一种。

以伽玛射线的测量为例，目前比较常用的是高纯锗伽玛谱仪，是通过半导体探测的，实际使用的半导体有两种，一种叫做N型，另一种叫做P型。它们都是在纯半导体材料中掺入不同杂质而构成的。掺有第三族元素如硼（称受主）的硅或锗叫做P型，其中有许多空穴。掺有第五族元素如磷（称施主）的硅或锗叫做N型，其中有许多自由电子。通常的半导体计数器材料并不是纯的半导体，而是利用所谓这种P-N结型半导体。P-N结型半导体探测器就是指P型半导体与N型半导体直接接触（接触距离小于10-7cm）组成的一种元件。在接触的交界处由于剩余电子和剩余空穴互相补充，故在交界处电子和空穴的密度特别小，即相当于电阻特别大。在工作时加上反向电压（即P型加负压，N型处加正压），电子和空穴背向运动，造成了无自由载流子的耗尽层，又称半导体探测器的灵敏体积。当带电粒子进入此灵敏体积后，由于电离产生了电子-空穴对，电子和空穴受电场的作用，分别向二个电极运动，并被电极收集，从而产生脉冲信号。此脉冲信号被低噪声的电荷灵敏放大器和主放大器放大后，由多道分析器或计数器记录。