1、 .(3)式中,b、sh分别为储层密度值、泥质密度值; Bo纯地层自然伽马本底数; GR目的层自然伽马测井值; GRmax纯泥岩的自然伽马值。1.1.3 对自然伽马考虑了泥质的粉砂成分的统计方法 (4)式中,SI泥质的粉砂指数; SI(NclayNsh)/Nclay .(5) (Nclay、Nsh分别为ND交会图上粘土点、泥岩点的中子孔隙度) A、B、C经验系数。1.2 利用自然电位(SP)测井资料 .(6)式中,SP目的层自然电位测井值,mV; SPmin纯地层自然电位值,mV; SPmax泥岩层自然电位值,mV。 自然电位减小系数,PSP/SSP。PSP为目的层自然电位异常幅度,SSP为目
2、的层段纯岩性地层的自然电位异常幅度(静自然电位)。1.3 利用电阻率测井资料 .(7) 式中,Rlim目的层井段纯地层最大电阻率值,m; Rsh泥岩电阻率, Rt 目的层电阻率, b系数,b1.02.0 1.4 中子声波时差交会计算 .(8) 式中,Tma、Tf分别为岩石骨架声波时差、地层流体声波时差; Nma、Nsh分别为岩石骨架中子值、泥岩中子值,小数; t目的层声波时差测井值; N目的层中子测井值,小数。1.5 中子密度交会计算 .(9)式中,ma、f分别为岩石骨架密度值、地层流体密度值,g/cm3; Nma、sh分别为岩石骨架中子值、泥岩中子值,小数; sh泥岩密度值,g/cm3; b
3、、N目的层密度测井值,g/cm3、中子测井值,小数。1.6 密度声波交会计算 .(10) 1.7 利用自然伽马能谱测井 1.7.1 钍曲线(TH) 如果有自然伽马能谱测井,则优先选用能谱测井资料计算泥质含量。 .(11 ) (12)式中,TH目的层钍曲线测井值; THmin目的层段纯地层钍曲线值; THmax目的层段泥岩钍曲线值; SH目的层钍曲线相对值; GCUR新、老地层校正系数,新地层为3.7,老地层为2.0。1.7.2 钾曲线(K) .(13) .(14)式中,K目的层钾曲线测井值; Kmin目的层段纯地层钾曲线值; Kmax目的层段泥岩钾曲线值;1.7.3 无铀曲线(KTH) .(1
4、5) (16)式中,KTH目的层无铀曲线测井值; KTHmin目的层段纯地层无铀曲线值; KTHmax目的层段泥岩无铀曲线值;1.8 利用中子测井资料 1.8.1 对于低孔隙度地层,设纯地层N0,且对中子孔隙度作了岩性校正。 .(17) 式中,N目的层中子孔隙度; Nsh目的层段泥岩中子孔隙度。 注:孔隙性地层计算的Vsh偏高。 1.8.2 当Nmin不为0时, (18)2 . 地层孔隙度()计算公式 2.1 利用声波时差测井资料 2.1.1 怀利(Wylie)公式 .(19) 式中,s声波计算的孔隙度,小数; Tma、Tf分别为岩石骨架声波时差、地层流体声波时差; Vsh地层泥质含量,小数;
5、 CP声波压实校正系数,可利用岩心分析孔隙度与声波计算孔隙度统计求出,也可利用密度孔隙度与声波孔隙度统计求出。 DT目的层声波时差测井值。2.1.2 声波地层因素公式 .(20) 式中,x经常取值为砂岩1.6,石灰岩1.76,白云岩2.0,x大致与储层的胶结指数(m)值有关。 2.1.3 Raymer公式 .(21) 式中,v、vma、vf分别为地层、岩石骨架、孔隙流体的声速。2.2 利用密度测井资料 .(22)式中,D密度孔隙度,小数; Dma、Df分别为岩石骨架密度值、地层流体密度值,g/cm3; DEN目的层密度测井值,g/cm3; Dsh泥岩密度值,g/cm3; Vsh储层泥质含量,小
6、数。 2.3 利用补偿中子测井 .(23) 式中,N中子孔隙度,小数; CN目的层补偿中子测井值,; LCOR岩石骨架中子值,; Vsh目的层泥质含量,小数; Nsh泥岩中子值,。2.4 利用中子密度几何平均值计算 .(24) 式中,D、N分别为密度、中子孔隙度,小数。2.5 利用中子伽马测井计算 2.5.1 绝对值法 .(25) 式中,中子伽马计算的孔隙度; NG目的层中子伽马测井值; A、K分别为地区性常数、斜率。说明:在工区内选择两个孔隙度差别较大的地层,分别求出其孔隙度和所对应的中子伽马读数,在半对数坐标纸上,纵坐标为孔隙度,横坐标为中子伽马值,将其作为两个边界点,即可求出A、K两个经
7、验系数。2.5.2 相对值法(古林图版法) (26)式中,NG储层中子伽马测井值; NGo标准层的中子伽马读数。标准层选择为硬石膏(1),其中子伽马值为NGo,在半对数坐标纸上,纵坐标设(1NG/NGo),横坐标为lg,如果井剖面上有硬石膏层,则读出其NG值(NGo)和目的层的NG值,并知道中子伽马仪器的源距,就可在上述图版上读出其孔隙度。如果井剖面上没有硬石膏层,则选择距目的层较近的井眼大于40cm的泥岩层作标准层,其中子伽马读数认为是=100的中子伽马读数NG1,再将其按井径转换图版转换为NGo即可。转换方法如下:转换图版纵坐标为井径校正系数Kd,KdNGo/NG1,横坐标为井径值。知道目
8、的层的井径值,由图版查得Kd值,则NGoKdNG1,即可求出(1NG/NGo),查古林图版即可求出。 图1 古林图标 图2 井径校正图版3. 地层含水饱和度(Sw)计算 3.1 粒状砂岩或少量含泥质砂岩层饱和度公式(Archie): .(27)式中,Sw目的层含水饱和度,小数; Rt目的层深电阻率测井值, 目的层孔隙度,小数; Rw地层水电阻率, a岩性附加导电性校正系数,其值与目的层泥质成分、含量及其分布形式密切相关; b岩性润湿性附加饱和度分布不均匀系数。对于亲水岩石,b1(在油驱水过程中将有残余水存在,形成连续的导电通道,致使Rt/Ro 1(油驱水过程将是“活塞式”,而没有残余水存在,R
9、t/Ro 1/Swn)。 m孔隙度指数(胶结指数),是岩石骨架与孔隙网混引起的孔隙曲折性的度量。孔隙曲折度愈高,m值愈大。 n饱和度指数,是对饱和度微观分布不均匀的校正。由于孔隙的曲折性,在驱水过程中烃与水在孔隙中的分布是不均匀的,这种不均匀性随Sw变化,进一步增大了电流在岩石孔隙中流动的曲折性,使Rt的增大速率比Sw降低的速率大,因此需要利用饱和度指数n进行校正。m和a是互相制约的,a大,m就小,a小,m就大。根据实际井的实验资料,分别对砂岩和碳酸盐岩研究了m和a之间的定量关系:地层水含盐量 8500300000g/L, 孔隙度430,渗透率1mD以上时,a值在0.31.0,砂岩m值在0.5
10、2.6,碳酸盐岩m值在1.02.6。研究结果得到以下经验关系式: 砂岩: m1.81.29 lga 碳酸盐岩:m2.030.911 lga m值与的经验关系: 砂岩(为2032) m14.420.21 lg 碳酸盐岩(为818) m7.36.13 lg3.2 印度尼西亚公式 .(28) 式中, Vcl粘土含量; Rcl粘土电阻率,RclRsh(1SI)2,SI为泥质的粉砂指数; e目的层有效孔隙度; Rw地层水电阻率; a 岩性附加导电性校正系数; Rt目的层电阻率; Sw目的层含水饱和度。 注:(27)式适用于地层水矿化度较低( 3104mg/L)的地区。 对于Vsh0.5的泥质砂岩,可简化
11、为下式: .(29)3.3 Simandoux公式 .(30) 式中,常取mn2,d12,常取d1。上式可得: .(31) 令a0.8,m2,上式变为: .(32)3.4 尼日利亚公式 .(33) 式中,a123.5 含分散泥质的泥质砂岩饱和度公式 .(34)式中,Rt目的层电阻率; Rsh目的层段泥岩层电阻率; Rw地层水电阻率; Vsh目的层泥质含量,小数; e目的层有效孔隙度,小数; m目的层孔隙度指数(胶结指数); a岩性附加导电性校正系数; e目的层有效孔隙度。3.6 WaxmanSmits模型(分散粘土双水模型) .(35) (36) .(37) .(38) Rt目的层电阻率, t
12、目的层(泥质砂岩)的总孔隙度,小数; F*孔隙度与泥质砂岩总孔隙度(t)相等的纯砂岩的地层因素,即地层水电导率Cw足够高时,泥质砂岩的地层因素; m*地层水电导率Cw足够高时确定的泥质砂岩的胶结指数,也可看成为经粘土校正后的纯砂岩的胶结指数; n*相当于该岩石不含粘土的饱和度指数,常取n*2.0; Qv岩石的阳离子交换容量,mmol/cm3; CEC岩石的阳离子交换能力,mmol/g 干岩样; B交换阳离子的当量电导率,Scm3/(mmolm); G岩石的平均颗粒密度,g/cm3;表1 粘土矿物CEC值一览表粘土矿物蒙脱石伊利石高岭石绿泥石CEC值(mmol/g)0.81.50.10.40.0
13、30.150CEC平均值1.00.20.033.7 归一化的WS方程 (39) .(40) .(41) .(42) .(43) .(44)式中,Swt泥质砂岩总含水饱和度,小数; Rt泥质砂岩电阻率, Vsh、t泥质砂岩的泥质(或粘土)含量,小数; t泥质砂岩总孔隙度,小数,可用密度测井来计算;(因为泥质砂岩中的干粘土密度cld 一般近似于纯砂岩骨架的密度ma,即约为2.65g/cm3,故实际上可认为密度测井不受地层粘土含量的影响。) tsh泥岩的总孔隙度,小数,可用密度测井来计算Dsh; Rw泥质砂岩自由水电阻率, Rwsh泥质砂岩中粘土水电阻率, Qvn归一化的泥质砂岩阳离子交换容量,小数
14、,取值范围01.0; Qvsh与砂岩邻近的泥岩的Qv值,mmol/cm3; Qv泥质砂岩的阳离子交换容量,mmol/cm3;m)。参数m*、Rw、Rwsh的最佳选取方法是用lgRtlgt与CwaQvn交会图。 图3 归一化WS方程的参数选择用GR-Z或Vsh交会图来鉴别纯砂岩和泥岩点。在交会图(图3)上通过含水纯砂岩点(S)并与水层点群相切的直线,可认为是代表纯砂岩线,其斜率应为m*,在t1.0处的截距应为Rw。同时,与纯砂岩线平行,并过泥岩点(Sh)的直线在t1.0处的截距应为Rwsh。 根据图3(a)的m*作出的CwQvn交会图(图3(b)同样可确定Rw和Rwsh值,而且还可用于判断解释层
15、段中粘土矿物的成分是否稳定。如在Cwat-m*/Rt的值从Cw到Cwash范围内,通过水层和泥岩的点子基本在一条直线上,则表明粘土矿物成分基本稳定。反之,如果CwaQvn交会图上点子很分散,趋势线弯曲,则可能是粘土矿物成分发生变化,或者m*、Rw发生变化,说明砂岩和泥岩的参数是不同的。此时,只有用岩心资料才能找出真正的原因。对于明显偏离趋势线的高Qvn层,必须采用不同组的参数。 参数n*应由岩心测量得出,一般情况下,对于砂岩可取n*m*,或n*m*0.1;在碳酸盐岩中,可取n*2.0。3.7 双水模型分散粘土(Clavier et) 图含泥质地层的双水模型图4中,f自由水孔隙度(自由水占地层体
16、积的百分数); b束缚水孔隙度; h油气孔隙度; t总孔隙度。 Swf自由水饱和度;Swff/t Swb束缚水饱和度;Swbb/t Swt总含水饱和度;Swt(fb)/t 或 SwtSwfSwb 双水模型的束缚水已包括湿粘土的水分,同时,地层孔隙中存在自由水和束缚水两种导电路径相同的溶液。除了地层水的导电性按其矿化度预计的值不同以外,含泥质地层与同样孔隙度、孔道曲折度及含水饱和度的纯地层具有同样的导电特性,而地层水的导电性是自由水与束缚水并联所决定的。因此,可采用Archie公式来研究含泥质地层的导电性。双水模型认为束缚水对含泥质地层导电性有重要影响,并把它看作是一种特殊的导电溶液来考虑(这是
17、与WS模型的主要区别)。 .(45) .(46)式中,Sw泥质砂岩含水(自由水)饱和度; Rt、Ct分别为泥质砂岩电阻率、电导率; Ro泥质砂岩100含水时的电阻率; t泥质砂岩总孔隙度,小数; Swb泥质砂岩束缚水饱和度,小数; Rwf、Cwf自由水(远离粘土表面未被泥质束缚的全部水远水)电阻率、电导率; Rwb、Cwb束缚水(粘土附近缺乏盐分的水)电阻率、电导率。可选择100纯泥岩处的Rwa作为Rwb,即RwbRshtsh2.。 注:在实际处理时可根据实际情况选择a、m值。4. 钻井液电阻率的计算公式4.1 钻井液电阻率的温度转换公式 ,()(47) .(48)式中,Rm1T1温度下的钻井
18、液电阻率, Rm2T2温度下的钻井液电阻率,m。注:摄氏温度与华氏温度转换关系:4.2 D.W.Hilchie 研究的盐水溶液电阻率与其温度间的关系 (49) .(50)式中,R(1)起始温度为T(1)(F)时测量的盐水溶液电阻率, R(T)温度为T(4.3 根据钻井液电阻率计算其滤液电阻率 (51)式中,Rm钻井液电阻率,C与钻井液密度有关的系数,可由表2确定表2 C值与钻井液密度的对应关系表钻井液密度(g/cm3)1.21.321.441.561.681.922.16C0.8470.7060.5840.4880.4120.3800.3504.4 泥饼电阻率 .(52)式中,Rmc泥饼电阻率, Rmf钻井液滤液电阻率, 对于大多数NaCl钻井液,有如下近似公式: (53)4.5 钻井液滤液矿化度计算
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