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1、-测井解释计算常用公式-第 45 页测井解释计算常用公式目录1. 地层泥质含量（Vsh）计算公式 . .12. 地层孔隙度（）计算公式 .43. 地层含水饱和度（Sw）计算 . 74. 钻井液电阻率的计算公式 .125. 地层水电阻率计算方法 .136. 确定a、b、m、n参数 .217. 确定烃参数 .248. 声波测井孔隙度压实校正系数Cp的确定方法 .259. 束缚水饱和度（Swb）计算 .2610粒度中值（Md）的计算方法 .2811渗透率的计算方法 .2912. 相对渗透率计算方法 .3513. 产水率（Fw） .3514. 驱油效率（DOF）.3615. 计算每米产油指数（PI）.
2、3616. 中子寿命测井的计算公式 .3617. 碳氧比（C/O）测井计算公式 .3818油层物理计算公式 .4419地层水的苏林分类法 .4820. 毛管压力曲线的换算 .4821. 地层压力 .50附录：石油行业单位换算 .51测井解释计算常用公式1. 地层泥质含量（Vsh）计算公式1.1 利用自然伽马（GR）测井资料 常用公式 .（1）式中，SH自然伽马相对值； GR目的层自然伽马测井值； GRmin纯岩性地层的自然伽马测井值； GRmax纯泥岩地层的自然伽马测井值。 .（2）式中，Vsh泥质含量，小数； GCUR与地层年代有关的经验系数，新地层取3.7，老地层取2。1.1.2 自然伽马
3、进行地层密度和泥质密度校正的公式 .（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
4、的层自然电位异常幅度，SSP为目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，m； Rt 目的层电阻率，m； b 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
5、值，g/cm3； b、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； GCUR新、老地层
6、校正系数，新地层为3.7,老地层为2.0。1.7.3 无铀曲线（KTH） .（15） （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； GCUR新、老地层校正系数，新地层为3.7,老地层为2.0。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 怀利（Wylie）公式
7、 .（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； 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 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。 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
8、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 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
9、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两个经验系数。 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。说明：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
10、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，m； 目的层孔隙度，小数； Rw地层水电阻率，m； 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
11、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，Rt/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。 注：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
12、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0.52.6，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） lg 碳酸盐岩（为818） 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
13、低（ 3104mg/L）的地区。 对于Vsh0.5的泥质砂岩，可简化为下式： .（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，a12 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） .（3
14、5） （36） .（37） .（38）式中，Sw目的层含水饱和度，小数； Rt目的层电阻率，m； Rw地层水电阻率，m； t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
15、/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）0CEC平均值03.7 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，m； 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/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，m； Rwsh泥质
16、砂岩中粘土水电阻率，m； Qvn归一化的泥质砂岩阳离子交换容量，小数，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*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； B交换阳离子的当量电导率，Scm3/(mmolm)。说明：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
17、）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
18、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
19、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
20、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温度下的钻井液电阻率，m； 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，m； R(T)温度为T（F）时测量的盐水溶液电阻率，m。4.3 根据钻井液电阻率计算其滤液电阻率 （51）式中
21、，Rm钻井液电阻率，m；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）C4.4 泥饼电阻率 .（52）式中，Rmc泥饼电阻率，m； Rmf钻井液滤液电阻率，m。 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公式 当已知钻井液滤液电阻率Rmf和所对应的温度T，则可用图6所示的图版确定钻井液滤液矿化度Pmf。 当已知24或75F时的钻井液滤液电阻率RmfN时，可用（53）式计算其矿化度。 .（54a） 钻井液密度 （24/75F，101.325kPa） .（54b） 5. 地层水电阻率计算方法5.1 利用水分析资
22、料计算地层水电阻率 计算地层水等效NaCl总矿化度Pwe表3 地层水离子的等效系数（Ki）表离子名称Na+1K+1Ca+2Mg+2Cl-1SO4-2CO3-2HCO3-1Ki .（55）式中，Pwe等效NaCl溶液矿化度，ppm； Ki第i种离子的等效系数； Pi第i种离子的矿化度，ppm。各种离子的等效系数可按图5所示图版来确定。图板横坐标为混合液总矿化度，纵坐标为等效系数（Ki）5.1.2 根据求出的Pwe值，按NaCl溶液电阻率与矿化度及温度的关系图版（图6），可查出地层水电阻率。 5 按混合液的总矿化度确定各种离子的等效系数 根据等效NaCl溶液矿化度，查图板（图6）确定地层水电阻率R
23、w。 图6 NaCl溶液电阻率与其矿化度及温度的关系 由（55）式可导出计算24或75F时地层水电阻率RwN的近似式： 近似计算方法 .（56）式中，PwN24或75F时地层水总矿化度，（NaCl，mg/L）； RwN24或75F时地层水电阻率，m。 计算出RwN后，再利用（57z）或（57b）式计算任意温度（T）下的地层水电阻率Rw。即 。（57a） 或 。.（57b）5.2 利用自然电位计算Rw 厚的纯地层的静自然电位SSP为 。.（58）式中，K自然电位系数，其值与温度成正比： .（59a）或 .(59b) Rwe地层水等效电阻率，m； Rmfe钻井液滤液等效电阻率，m。 按测井图头标出
24、的T1温度下的钻井液电阻率RmT1计算24时的钻井液电阻率RmN。 .（60） 按公式（51）计算24时的钻井液滤液电阻率RmfN。 （60）式中，C根据钻井液密度，按表2查出。 计算24时的钻井液滤液等效电阻率RmfeN。 当RmfN0.1 m时， .（61） 当RmfN0.1 m时， .（62） 计算24时的等效地层水电阻率RweN。 .（63） 5.2.6 计算24时地层水电阻率RwN。 当RwN0.12 m时, .(64) 当RwN0.12 m时， （65）5.2.7 计算地层温度下的地层水电阻率。 .（66a）或 .（66b）注意：用自然电位计算Rw的方法，适用于地层水主要含NaCl
25、和从SP曲线能得到好的静自然电位SSP值的情况。如果不能满足上述条件，则需对SP曲线运用专门的图版进行（地层厚度、井径、侵入带及电阻率比值（Ri/Rm）等校正，从而得到SSP。如果钻井液与地层间压差过大，SP中明显存在过滤电位成分，则用SP计算的Rw可能偏低。5.3 视地层水电阻率法 （67）式中，Rwa视地层水电阻率，m； Rt深探测电阻率，m；(Rt应为具有一定厚度的纯岩性水层的Ro) 地层孔隙度，小数； m胶结指数； a岩性附加电阻率校正系数。说明：在具有较厚的纯水层井段和Rw基本稳定或Rw逐渐变化的层段，选择纯水层的Rwa作为Rw，可取得较好的效果。5.4 用Rt和Rxo确定Rw 具有
26、均匀粒间孔隙的纯地层，由Archie公式可分别导出Sw和Sxo关系式，将两式合并可得： .（68）在有钻井液侵入的含水纯砂岩处，SwSxo1，故 Rw/RmfRt/Rxo，因此有 .（69）5.5 电阻率孔隙度交会图法 Hingle交会图法 对于均匀粒间孔隙的纯地层，由Archie公式可得 .（70） 图7 Hingle电阻率孔隙度交会图对于给定地区和岩性，系数a、b和指数m、n是已知的。在岩性和Rw基本保持基本不变的解释井段内，对给定的含水饱和度Sw，令 ， (A为常数)用按刻度的坐标轴作轴，用线性刻度轴作x轴，则在交会图上，方程（70）就成为直线方程yAx，而且该直线过原点，即骨架点（0，
27、Rt），取不同的Sw值，就得到不同的直线，从而得到用Sw刻度的Rt交会图（如图7所示）。可按地区经验选取a、b、m、n值。一般取n2，b1。对砂岩取a0.62，m2.15；对碳酸盐岩取a1, m2。在Hingle交会图上，对于100含水层，Sw1，RtRo，如令a=1，m2, 则有 .（71）在Hingle交会图上100含水层就是左上方的一条直线，其斜率为。由此可得出确定Rw的方法。即在解释井段上绘制Hjngle交会图或频率交会图及GR-Z图，找出岩性纯，足够厚，无油气显示的纯水层，这些纯水层同原点的连线即为100含水线，在水线上任取一点，则 。说明：Hingle交会图的横轴可以选用孔隙度、声
28、波时差、密度或中子测井值，且为线性刻度。这些交会图的原点均为骨架点（0，Rt）。因此，根据100含水线与Rt线的交点就可以求得骨架矿物的参数（tma、ma、Nma）。知道了tma、ma、Nma就可以按或F的单位，对t、b、N的刻度重新刻度。用已确定的F（a/m）刻度，可以计算Rw，而且按类似的方法画出Sw为常数的直线。应用这些Rt交会图确定Rw、Sw和判断油水层的关键是要正确确定水线位置。因此，此法要求在解释层段上，要有若干个纯含水层，地层水电阻率稳定，岩性不变和侵入不深，要求孔隙度变化范围相当大，并且所测参数（t、b、N）与呈线性关系，所用的a、b、m、n等参数符合本区地质条件。5.5.2
29、Pickett交会图法图8 Pickett 电阻率孔隙度交会图在Archie公式中，令b1，则有对该式两边取对数得： .（72）在水层处，Sw100，（72）式可简化为： .（73）令ylgRt，xlg，clg（aRw），则在双对数坐标中，（73）式即为一条直线，斜率为m。这种在双对数坐标中绘制的Rt交会图即为Pickett交会图，如图8所示。100含水线在100的纵坐标轴上的截距为aRw，设a1，则可求出Rw。 这种交会图的优点是不需要知道m值，而且由水线的斜率可确定m值。同样在此交会图上可画出不同Sw值的直线，它们均平行于水线。该交会图的孔隙度轴（横轴）也可采用t、b、N。5.6 利用泥岩
30、层近似估计地层水电阻率在储集层与其邻近泥岩具有相同或相近的地层水的地区，可用泥岩层估计地层水电阻率。此法不适用于致密泥岩层、含油气泥岩以及井壁垮塌的泥岩。 .（74）式中，Rsh泥岩电阻率；sh泥岩孔隙度，用声波测井资料计算。 m胶结指数，按实际资料统计，Pickett认为是Rw的函数； （75）Schlumberger公司的Tixier对泥岩电阻率Rsh和声波时差tsh（s/ft）进行统计，得出如下经验关系： .（75）5.7 由地区统计规律确定Rw .（76）式中，D地层深度，m； C、A与地区有关的经验系数。5.8 泥质砂岩等效地层水电阻率计算方法 .（77）式中，Cwe泥质砂岩等效地层
31、水电导率； Qv泥质砂岩阳离子交换容量，mmol/cm3； .（78） CEC泥质砂岩阳离子交换能力，mmol/g 干岩样； t泥质砂岩总孔隙度，小数； G岩石平均颗粒密度，g/cm3； aNa离子扩散层的扩散因子； 1 当PwPwo a .（79） 当PwPwo Pw地层水矿化度； PwoxdxH3； XdNa离子扩散层厚度，108cm； VQ（xd）Qv1mmol/cm3时粘土水占据的孔隙度； （80） 粘土水中补偿离子Na的等效电导率，(S/m)(mmol/L) (81) Cwf自由水电导率。注：选取地层水的原则是：若本井或邻井有可靠的水分析资料，则应首先采用水分析资料计算Rw；如有分区分层位的准确所Rw资料，而本井的电阻率和SP又无异常显示，则可采用分区分层位选用的Rw数据；否则，应采用