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测井解释材料汇总

声波测井

（摘自洪有密主编《测井原理与综合解释》P55）

声速测井的应用

（摘自洪有密主编《测井原理与综合解释》P55）

1、单层声速曲线取值方法

声速曲线的深度比例一般是1:

200，横向比例一般是每厘米50μm/m，向左增大。

图3-9是声速和感应曲线取值实例。

该图的声速曲线是用单发双收仪器测量的，发射器在上；储集层为砂岩，邻层为泥岩，水平线标出两者的界而；因泥岩井眼扩大，声速曲线在储层顶界面出现时差减小的假异常，而在底界面出现时差增大的假异常。

对储层评价来说，对测井曲线取值就是在储集层界面内读取代表储集层性质的测井读数。

对声速曲线来说，首先要排除井眼扩大引起的假异常，然后再分别情况取值。

（1）储层厚度较大，声速曲线呈平缓起伏变化者，读曲线平均值。

此时曲线起伏范围一般在2～3mm以内，如右图。

（2）如果储层内声速曲线有明显的时差减小的小尖峰，且尖峰位置与微电极等曲线电阻率增大的小尖峰一致，则这些尖峰是致密夹层的显示，其值不代表储层性质，应在扣除这些尖峰以后取曲线段的平均值，如左上图。

（3）如果储层内声速曲线呈台阶变化，则应分段取值，如左中图。

分段的最小厚度应与声速仪器的分层能力一致。

（4）储层厚度较小，声速曲线在储层内没有变化平缓的曲线段，而有明显的拐点，则取拐点的数值，如左中图上层。

如果没有拐点，曲线呈尖峰状，应凭经验判断，认为尖峰极值能代表地层读数，则取尖峰；若认为尖峰位失去代表性，则本层无法读数。

2、确定岩性和孔隙度

声速测井是最常用的岩性-孔隙度测井方法之一。

要想用声速测井确定地层的岩性和孔隙度，就必须建立声速测井响应方程。

目前比较流行的声速测井响应方程，有以下三种。

（1）威里平均时间公式国内外实验研究和理论分析都证明纯岩石声波时差与其孔隙度的关系是线性的，图3-10是胜利油田的实例。

这一关系最初是MRJ威里提出来的，常称为威里平均时间公式。

其形式如下

△t=（1-Φ）△tma+Φ△tf（3-13）

式中△t——测量的纯岩石声波时差,μs/m；

△tma——岩石骨架声波时差，μS/m；

△tf——岩石孔隙流体的声波时差，μS/m；

Φ——纯岩石孔隙度，小数。

图3-10的储集层为砂岩。

式（3-13）对泥质含量少的油水层误差很小，而泥质粉砂岩和含钙致密层（灰质砂岩）误差较大。

这表明本式只适用于含泥质较少（小于10～15%）的单矿物岩石（砂岩、灰岩、白云岩等）。

此处泥质粉砂岩泥质较多，灰质砂岩则是石英和方解石两种矿物组成的岩石，它们应有另外的关系式:

泥质岩石关系式为

△t=（1-Φ-Vsh）△tma+Vsh△tsh+Φ△tf（3-14）

式中Vsh——泥质含量，小数；

△tsh——泥质（泥岩）声波时差，μS/m。

双矿物纯岩石的关系式为

△t=V1△tma1+V2△tma2+Φ△tf（3-15）

式中V1、V2——分别是两种矿物的含量，小数；

△tma1、△tma2——分别是两种矿物的时差，μS/m。

图3-10声波时差与孔隙度的关系

这些关系式都是按体积物理模型关系式的规律写出的，也可用体积物理模型的方法导出来。

这些关系式的涵义也相同，即:

滑行纵波传播单位距离所用的时间等于它经过岩石内各种成分所用时间的总和。

因为未考虑岩石各种成分在分布上的复杂情况，认为是均匀分布，相当于对不同路径的时间进行了平均，故把式（3-13）称为时间平均公式。

由式（3-13）可得纯岩石孔隙度

Φ=（△t—△tma）/（△tf—△tma）

但各地用本式计算孔隙度的结果，发现比实测岩心孔隙度偏高，而偏高的程度与岩石压实程度有关，完全压实则没有差别。

为了进行压实校正，在上式中引入压实校正系数Cp

Φ=（△t—△tma）/[（△tf—△tma）Cp]（3-16）

此式是常用的计算孔隙度公式之一。

其中△tma按已知的岩性确定，如砂岩182μS/m，石灰岩156μS/m，白云岩143μS/m（参看表10-4）；△tf按泥浆性质确定，盐水泥浆608μS/m，淡水泥浆620μS/m，采用经验方法确定。

确定压实系数Cp的方法如下：

（1）式（3-16）与地区统计关系对比。

图3-10中胜利油田沙二段的统计关系为△t=575Φ+181，则

Φ=（△t-181）/575=（△t-181）/（620-181）×（1/Cp）

由此式得胜利油田沙二段Cp=1.31。

胜利油田对符合正常沉积层序的各个含油层系都计算了Cp，并与层位的平均深度建立了统计关系

Cp=1.68-0.0002D（3-17）

式中D——地层深度，m。

（2）泥岩时差与压实泥岩时差值对比压实泥岩的时差约为300～400μS/m，国外常取300μ/Sm。

如果认为砂岩与邻近泥岩压实程度一致，则压实系数Cp=△tsh/300，△tsh是解释井段泥岩时差平均值。

对于给定的地区和层位，如果有足够多的岩心分析孔隙度，也可把式（3-16）改写成

Φ=A（△t—△tma）DB

式中D——分析孔隙度Φ的取样深度

△t——取样深度的声波时差；

△tma——已知岩性的骨架时差；

A、B——待定常数，可用统计方法确定。

中子孔隙度测井

（摘自洪有密主编《测井原理与综合解释》P249）

中子孔隙度测井（neutronporositylogging）是用点状同位素源照射地层，用中子探测器测量热中子或超热中子计数率，并将计数率换算成视石灰岩孔隙度的一类中子测井法。

它主要有井壁中子孔隙度测井（sidewallneutronporositylogging，SNP）补偿中子子孔隙度测井（compensatedeutronporositylogging，CNL）两种类型。

一、物质的含氢指数

1、物质的含氢指数

上节已经讲过，地层对快中子的减速能力主要决定于地层含氢量。

在中子源强度和源距一定的情况下，热中子或超热中子计数率决定于地层减速能力，也主要决定于地层含氢量。

而储集层中常见的岩石〔砂岩、石灰岩、白云岩及其混合岩性），其矿物成分不含氢，岩石含氢量基本上分布在岩石孔隙的流体中，即水和油气中。

因此，热中子子或超热中子计数率直接与地层孔隙度和孔隙流体性质有关。

为了寻求地层含氢量与地层孔隙度的关系，在中子孔隙度测井中引进了含氢指数的概念。

我们将任何物质单位体积（1cm3）的氢核数与同样体积淡水氢核数的比值，称为该物质的含氢指数，用H表示。

按此规定，淡水（纯水）含氢指数为1,而任何其它物质的含氢指数将与其单位体积内的氢核数成正比。

2、盐水的含氢指数

盐水溶有NaCl，从而使盐水含氢指数减小。

通常按下式计算盐水含氢指数Hw

Hw=ρw（1-C）

对裸眼井测井，中子测井探测的冲洗带，上式应当用泥浆滤液的密度和矿化度。

而套管井测井时，冲洗带已消失，要用地层水的密度和矿化度。

3、油气的含氢指数

液态烃的含氢指数与水相近，而天然气的含氢指数很低，并且随温度和压力而变。

油气的含氢指数可根据其组份和密度来估算。

对分子式为CHx（分子量12+x）和密度为ρh的烃，其含氢指数为

对于成分以甲烷（CH4）为主的天然气（ρg≤0.25），上式近似为

Hg=2.2ρg（10-19）

对于成分以CnHm为主的石油（ρo＞0.25）来说，根据原油化学分析结果有

4、饱和淡水纯石灰岩的含氢指数

饱和淡水的纯石灰岩，若其孔隙度为Φ，则其含氢指数为Φ×HW＝Φ×1＝Φ。

因此，若中子孔隙度测井仪在饱和淡水的纯石灰岩刻度井中进行含氢指数刻度，则它测量的含氢指数对饱和淡水的纯石灰岩就是其孔隙度。

我们将中子孔隙度测井测量的地层含氢指数记为ΦN，并常称为中子孔隙度，其单位是石灰岩孔隙度单位。

对于饱和淡水的纯石灰岩，ΦN＝Φ;而饱和淡水的纯砂岩ΦN略小于Φ，因为砂岩骨架（石英）的宏观减速能力小于石灰岩骨架;而饱和淡水的纯白云岩，则ΦN略大于Φ，因为白云岩骨架（白云石）的宏观减速能力大于石灰岩骨架。

这种差别是中子孔隙度测井的岩性影响，也是它区分岩性的依据。

5、与有效孔隙度无关的含氢指数

（1）泥质泥质孔隙含有束缚水，粘土矿物含有结晶水，因而泥质有很高的含氢指数，其大小由泥质孔隙度体积和矿物成分决定。

一般把解释井段内纯泥岩中子孔隙度读数作为泥质的含氢指数。

（2）石膏石膏分子式为CaSO4•H2O，虽然其孔隙度为零，但中子孔隙度测井测量的含氢指数约为0.49，即φN≈49％。

（3）岩性影响当仪器以纯石灰岩为标准进行刻度时，石灰岩骨架含氢指数为0，砂岩骨架显示负含氢指数，约-0.01～-0.05,白云岩骨架显示正含氢指数，约0.01～0.085，与仪器类型及岩石孔隙度有关。

（4）油气影响冲洗带有残余油气的纯石灰岩。

其含氢指数为

φN＝φ[HwSxo+Hh（1-Sxo）]（10=21）

若忽略岩性影响，此式也可作为一般纯岩石的含氢指数。

实际测井表明，轻烃对中子孔隙度测井的影响要比上式严重得多，个别情况φN甚至出现负值。

假设Hh=0，上式变成φN＝φSxo，即φN近似等于纯岩石含水孔隙度φxo，而把含天然气的孔隙体积作为岩石骨架。

但在实际测井中，时常发现φN＜φxo。

这表明天然气氢浓度太低，以致于把含天然气的孔隙体积作为岩石骨架还不足以说明天然气影响，即天然气孔隙体积对快中子的减速能力比石灰岩骨架还低，将显示为负的含氢指数。

我们把油气对中子孔隙度测井的这种影响，称为中子孔隙度测井的挖掘效应，把式（10-19）计算的外值与实际测井值之差称为中子孔隙度测井挖掘效应校正值，记为△φNex，即△φNex＝φ[HwSxo+Hh（1-Sxo）]—φN。

显然，△φNex的大小与地层岩性、孔隙度、冲洗带含水饱和度Sxo油气含氢指数Hh有关，Hh愈小和φ愈大，则△φNex愈大。

图10-3表示出纯石灰岩、白云岩及砂岩的△φNex与等效含水饱和度SwH＝SxoHw+（l一Sxo）Hh的关系，是理论计算的平均结果。

该图的关系也可近似表示为

△φNex=K（2.0φSwH+0.04φ）（1-SwH）（10一22）

式中△φNex、φ和SwH用小数表示，砂岩K＝1，石灰岩K≈1.046，白云岩K≈1.173。

图10-3表明，SwH=0.5左右，△φNex最大,而SwH＞1时，△φNex＜0。

但后者极少见，因为重油对氢来说是欠饱和的，其含氢指数Ho并不像式（10-20）计算的那么大（大于1），而高含蜡的原油可能例外。

二、井壁中子孔隙度测井

井壁中子孔隙度测井是在贴井壁的滑板上安装同位素中子源（钚-铍源或镅-铍源）和对超热中子敏感的中子探测器，通过测量超热中子计数率来测量地层含氢指数的一种测井方法。

仪器用饱和淡水的纯石灰岩进行刻度，通常将测量的含氢指数记为ΦSNP（是斯仑贝谢井壁中子孔隙度测井的缩写、阿特拉斯公司为SWN）,称为井壁中子孔隙度，石灰岩孔隙度单位。

一般中子探测器对热中子的计数率要比超热中子高得多。

为了选择性地记录超热中子，主要采取了两项措施:

一是在探测器外加热中子吸收剂（镉）作为屏蔽，使热中子在到达探测器之前被吸收;二是在屏蔽层与探测之间加减速剂（塑料、石蜡等含氢多的物质），使穿过屏蔽层的超热中子迅速变为热中子，常用He3正比计数管作为探测器，它探测超热中子的效率比较高。

矿化度校正矿化度对ΦSWN影响不大，因为它探测超热中子，只决定于地层含氢量，与含氯量几乎无关。

而且它贴井壁测量，减小了泥浆矿化度的影响。

研究表明。

即使泥浆和地层水矿化度为250000ppm，ΦSWN偏低的数值也不超过（0.5+0.1ΦSWN），可近似按此校正。

温度和压力校正高温影响使介质减速能力有所降低，而压力增加又使介质氢密度有所增加。

因而其总的效果使校正量很低，ΦSWN仅偏低约0.025ΦSWN。

三、补偿中子孔隙度测井

补偿中子孔隙度测井是在贴井壁的滑板上安装同位素中子源和远、近两个热中子探测器，用远、近探测器汁数率比值来测量地层含氢指数的一种测井方法。

仪器在饱含淡水的纯石灰岩刻度井中进行刻度，将测量的含氢指数记为ΦN，称为补偿中子孔隙度，石灰岩孔隙度单位。

参看图10-2，近探测器的源距一般在35～40cm，远探测器的源距一般在50～60cm。

选择较大的源距可增加探测深度，减小或有消除岩石俘获特性的影响，但又不宜太大。

太大了会降低计数率，要求增加中子源强度，影响精度和安全。

补偿中子与井壁中子的应用完全是相同的，但目前补偿中子的应用价值优于井壁中子。

主要原因是补偿中子对岩性的分辨力优于井壁中子。

同时。

由于采用较大的源距和用远近探测器计数率比值计算含氢指数，使得介质俘获性质（含氯量）的影响减至最小。

所以，目前广泛使用补偿中子孔隙度测井。

三、中子伽马测井

（摘自洪有密主编《测井原理与综合解释》P257）

中子伽马测井（neutromgammaraylogging）是用同位素中子源照射地层。

用源距足够大的伽马射线探测器测量俘获伽马射线强度，以研究井剖面地层性质的一种测井方法。

它是我国最早使用的核测井方法之一，现在仍在使用。

其优点是仪器简单，测量方便（不贴井壁），而定性解释有效。

中子伽玛计数率与源距的关系同图10-2相似，但零源距大约是35cm，计数率随源距增加而降低。

通常使用长源距，一般为45～65cm。

对于长源距，中子伽玛计数率随地层含氢指数〔孔隙度）的增加而减小，致密岩石计数率很高，氢密度很低的气层计数率也很高。

中子伽马计数率不但与地层含氢量有关。

而且受地层含氯量影响。

因为氯对热中子俘获截面很大，而且俘获热中子放出的伽玛光子也比氢多〔平均3.1个）。

地层含氯量决定于地层孔隙度、含水饱和度和地层水含盐量。

因此，高矿化度水层中子伽玛计数率很高。

中子伽马计数率单位是min-1，但最好使用标准化单位一一条件单位。

如图10-10规定淡水中子伽马计数率为一个条件单位。

中子伽马曲线形态与自然伽马曲线相似，也有涨落误差，也可用半幅点分层。

一般泥岩、泥灰岩中子伽马读数低，致密岩石读数高，孔隙性渗透性砂岩和石灰岩等读数较低，因而与自然伽马结合可以划分岩性。

图10-10是砂泥岩剖面解释气层实例。

比较而言，泥岩自然伽马较高，中子伽马较低，渗透性砂岩相反。

由于侵入影响，固井后三天所测中子伽马仍然不能显出气层，而一年半后测的中子伽马则以明显的高幅度显示出下部两个气层。

当储集层岩性和孔隙度稳定，并且孔隙度较高，地层水含盐最在150g/L以上时，如果侵入不深或在侵人带消失后（套管井）测井，则中子伽玛曲线可划分高矿化度水层，与电法测井资料结合可划分油层和油水过渡带。

图10-11是砂泥岩剖面油水过渡带一个解释实例。

储集层顶部为高电阻率，中子伽马为相对低值，说明顶部为油层;储集层下部Ra很低，SP负异常偏大，而中子伽马异常高，表明下部为高矿化度水层;两者之间为油水过渡带，Ra急剧下降，SP偏负，中子伽马明显高于油层又低于水层。

图10-11中子伽马与电法测井曲线结合划分高矿化度油水过渡带

如果没有孔隙度测井资料提供地层孔隙度，在低矿化度和淡水泥浆地区，也可用中子伽马测井确定孔隙度。

如任丘油田对自云岩，源距65cm、井径6in裸眼井有经验关系式：

lgΦNG=2.1029—0.3316NG

式中ΦNG—对白云岩刻度的中子伽马孔隙度，百分数;

NG—中子伽马读数，条件单位。

自然伽马能谱测井

（摘自洪有密主编《测井原理与综合解释》P217）

一、岩石中的放射性素

1、主要放射性核素

岩石的自然伽马放射性是由岩石中放射性核素的种类及其含量决定的。

已发现天然核素有330多种，其中273种为稳定核素，60余种为放射性核素。

原子量小于209的核素，只有少数是放射性核素，如40K；而原子量大于209的核素全都是放射性核素。

这些原子量大的放射性核素分属于铀系、钍系和锕系三个天然放射系，其起始核素分别是238U、232Th和235U。

但235U在岩石中含量极少，对岩石自然伽马放射性起决定作用的是铀系、钍系和放射性核素40K。

2、主要放射性核素的伽马能谱

核衰变放出的伽马光子具有特定的能量。

因为能量小于0.1MeV的光子在穿过地层和仪器外壳时被吸收，故在研究中不予考虑。

表8-1列出了岩石中主要放射性核素（铀系、钍系和钾）的伽马射线能谱成分，图8-1和图8一2是按此表绘出的铀系和钍系伽玛能谱图。

图中强度是指放出该能量伽玛射线的核素每衰变100个核发射的伽玛光子数。

由于铀系和钍系伽马能谱成分太多，为了便于测量，只能分别选择有代表性的伽马射线来识别这两个核素。

在自然伽玛能谱测井中，通常选用铀系214Bi发射的1.76MeV的伽玛射线来识别铀，用钍系的208Tl发射的2.625MeV的伽马射线来识别钍，用1.46MeV的伽马射线来识别钾。

若通过实验建立起岩石铀、钍、钾含量分别与这三种能量伽马射线强度的关系，则可根据自然伽马能谱测量得到岩石铀、钍、钾含量。

二、岩石的自然伽马放射性与岩石性质的关系

1、岩石总的自然伽马放射性

（1）岩石总的自然伽马放射性与岩石大类有关，一般沉积岩的自然伽马放射性要低于岩浆岩和变质岩。

因为沉积岩一般不含放射性矿物，其自然放射性主要是岩石吸附放射性物质引起的、而岩石吸附能力又有限。

而岩浆岩及变质岩含有较多的放射性矿物，如长石和云母含有地层中大部分钾，其中19K40有放射性，而长石占岩浆岩矿物59％,云母占4％;角闪石及辉石有更高的放射性，占岩浆岩矿物17％;放射性最高的锆石、独居石、揭帘石等，虽然含量极小（小于1％），但也常在岩浆岩中出现。

（2）沉积岩的自然放射性随岩石泥质含量增加而增加，但含放射性矿物的岩石（如海绿石砂岩、独居石砂岩、钾盐等）例外。

沉积岩中粘土岩放射性最高，而石膏、硬石膏、岩盐等化学岩放射性最低。

粘土矿物中，蒙脱石表面积最大，对放射性物质吸附能力强，含有较多氧化铀，对粘土岩放射性贡献最大;伊利石内含有钾，对氧化铀离子也有一定的吸附能力，具有一定的放射性;而高岭石和绿泥石本身不含放射性核素，对放射性物质吸附能力差，放射性低。

生油粘土岩的粘土矿物常以蒙脱石和伊利石为主，而且富含有机质，容易吸附含铀和钍的放射性物质，因而比普通泥岩有更高的放射性。

2、铀、钍、钾含量

（1）粘土岩中钾含量最高，约2％；钍含量次之，约12ppm；铀含量一般最低，约6ppm,但在还原环境形成的生油粘土岩，由于含有机物和硫化物，粘土颗粒对铀离子的吸附力增强，铀含量明显升高，如黑色海相页岩铀含量高达100ppm。

不同的粘土矿物，其铀、钍、钾含量有一定差别（表8-2），当粘土矿物种类较少时，可用适当的方法来区分粘土矿物类型，并计算其含量。

（2）砂岩和碳酸盐岩的铀、钍、钾含量一般随其泥质含量增加而增加，但水流作用也可造成铀含量很高。

钾、铀、钍含量范围，砂岩分别0.7～3.8％，0.2～0.6ppm，0.7～2.0ppm，碳酸盐岩分别是0～2.0％、0.1～9.0ppm、0.1～7ppm。

由于粘土矿物钾、钍含量较多，铀含量低，而且砂岩或碳酸盐岩很高的铀含量同水流作用有关，同岩石泥质含量无关，故用钾含量或钾、钍含量之和（去铀自然伽马）计算泥质含量，比用总的自然伽马计算泥质含量更好。

（3）含钍化合物难溶于水，是母岩风化的产物，岩石含钍量少表明其沉积环境离母岩区较远。

钍铀比Th/U与沉积环境有关;Th/U＞7为陆相氧化环境;Th/U＜7为海相沉积，灰色和绿色泥岩;Th/U＜2为海相黑色泥岩。

（4）四价铀难溶于水.而六价铀溶于水，使岩石铀含量与沉积环境或成岩后的水流作用有关。

当含U4+的原生铀矿物出露地表时，逐渐氧化成U6-,以铀酰络离子（UO2）2-的形式存在。

后者易溶于水，小部分原地形成次生铀矿物，而大部分被地表水带入沉积盆地，在有机质的还原作用下及有机质、粘土等吸附作用下沉淀;还有一部分被地下水沿含水层或断裂带带到地下深处，U6-在还原条件下变成U4+，并沉淀下来。

因此，铀含量与生油粘土岩的有机碳含量有关，或者与储集层水流作用有关。

为了避免高铀含量造成对储集层的错误判断，自然伽马能谱测井除了记录总的自然伽马及铀、钍、钾含量，还记录去铀自然伽马曲线。

三、自然伽马能谱测井的应用

自然伽马能谱测井除了记录地层铀、钍、钾含量，还用API单位或计数率单位记录普通自然伽马SGR和去铀自然伽马CGR,前者是地层总的自然伽马放射性，后者是钍系核素和K40造成的自然伽马放射性，CGR与地层泥质含量关系，比SGR要好。

必要时，可用卡尔曼滤波方法减小曲线的涨落变化。

1、寻找高放射性储集层

自然伽马能谱测井最见生产成效的应用是寻找和划分具有高自然伽马放射性的储集层。

因为人们传统的概念，储集层是低放射性的、泥质含量较少的、比较纯的岩石，因而忽视了高放射性储集层的生产价值。

但随着生产的发展和勘探程度的提高以及自然伽马能谱测井的应用，虽然这种传统的储集层仍居主导地位，高放射性的储集层也日益引起人们的重视。

这类高放射性储集层可以出现在各类岩石中，包括泥岩。

其基本特征是总自然放射性高和铀含量高，而钾和钍含量较低。

对非泥岩，钾和钍含量低说明泥质少，岩性较纯，而铀含量高说明它对高放射性起了决定作用，但它是岩石有渗透性的标志。

因为长期水流作用形成含铀沉淀物。

如果泥岩是脆性的或含有脆性钙质、粉砂质或隧石薄互层，则有可能形成裂缝系统，使泥岩不但是生油层，而且在局部地方可成为储油层。

美国依靠自然伽马能谱测井，已在一些地区的泥岩层段形成相当生产能力。

但这些都是对岩石渗透性的判断，还要注意含油性。

2、在油田开发中研究流体流动情况

溶于地层水中的铀离子能被氢氧化铁吸附，常与钙盐一起沉淀。

此外，铀系的镭盐还常与硫酸钡一起沉淀，即不溶于水的放射性重品石[Ba（Ra）SO4]微晶以悬浮物的形式被胶溶液带走，逐渐沉淀在有流体流动的套管上，有时在油水界面上形成高放射性前缘。

利用这些现象，可以在油田开发中利用高铀放射性研究油水界面推进情况、管外窜槽层位，出水层位、压力枯竭层位等。

图8-24是自然伽马能谱测井研究流体流动情况的一个实例。

该图为碳酸盐岩剖而，完井前测的自然伽马下部为低位，在其底部射孔完井，采油数年后被水淹。

这时测量自然伽玛能谱测井，发现整个下部自然伽玛放射性明显升高，而钾、钍含量与上部地层相近，铀含量却明显升高，表明本井段有放射性沉淀物或放射性积垢。

最可能的原因是，这部分地层是连通的，而且其顶部渗透性更好（铀含量更高），加上管外窜槽，流体一长时间由上向下再进入井内，在套管及井壁形成放射性积垢。

这时油层水淹，而且已表明整个层段已被水淹，油层枯竭。

3、计算泥质含量

在自然伽马能谱测井资料中，以钾含量、钍含量及其总和CGR与泥质含量的关系最好，铀含量与泥质含量关系最差，高铀含量甚至会指示渗透性良好的储集层。

因此，可以同时利用K、Th、CGR曲线或根据地质情况选其中一条曲线，分别按前述自然伽玛求泥质含量的方法，即参照式（8-17）和（8-18）计算地层泥质含量。

当用多种方法同时计算时，应选各种方法中的最小值为结果。

国外一些地区还用岩心分析资料寻找钾、钍含量与岩石阳离子交换容量Q的经验关系，试图改善Waxman-Smits方程（第一章）的应用及泥质砂岩储层的评价，也见到良好效果。

4、研究沉积环境和粘土矿物类型

将测量的U、Th、K，忽略各自的单位计算比值TH/U、TH/K、U/K，则这些比值在地质上有相当大的意义。

例如:

Th/U:

大于7为陆相沉积，氧化环境或风化壳，小于7为海相沉积，灰色和绿色泥岩，小于2为海相黑色泥岩，磷酸盐岩；估计泥质地层的生油能力，Th/U愈低，有机碳含量愈高;指示较大的不整合面或至古滨线的距离,Th/U愈大则愈近。

Th/K:

指示沉积环境，离古滨线的距离;识别不同沉积相的岩石类型;粘土矿物分类，参见图8-25。

图中每条直线标的数据是Th/K。

U/K:

估计泥质沉积的生油能力，愈高愈好;指示天然裂缝系统。

比值很高表示裂缝发育;地层对比、含铀