自然电位原理与应用

1、1.白然电位测井自然电位测井是在裸眼井中测量井轴上自然产生的电位变化，以研究井剖面地层性质的一种测井方法。它是世界上最早使用的测井方法之一，是一种最简便而实用意义很大的测井方法，至今仍然是砂泥岩剖面淡水泥浆裸眼井必测的项目之一。对于区分岩石性质，尤其是在区分泥质和非泥质地层方面，更有其突出的优点。1.1自然电场的产生井内有自然存在的电位变化， 说明井内有自然电流流动，井内必然有自然产生的电动势。实践研究表明，能够引起井内自然电流，进而产生一定电位值的自然电动势有多种，包括扩散电动势、扩散吸附电动势、过滤电动势、氧化还原电动势等。在沉积岩地区的油气钻井中， 主要遇到的是前三种，而且常常以前两种占

2、绝对优势。1.1.1扩散电动势（地层水与泥浆之间的直接扩散）砂岩孔隙中的地层水与井内泥浆之间，相当于不同浓度的两种NaCl溶液呈直接接触。溶液中的Cl和Na*将从高浓度的岩层一方朝着井内直接扩散（图 2-1-1a ）。由于两种离子 的移动速度（在电化学中称迁移率）不同， Cl的移动速度比 Na*大，于是扩散之后，在低 浓度的泥浆一方将出现过多的移动速度快的Cl ,带负电；而在高浓度的岩层一方，则将出现移动速度慢的 Nd离子，带正电。正负离子在不同浓度的溶液两方相对集中的结果，便产 生了电位差一一地层一方的电位高于泥浆一方的电位。但是，随着扩散过程的继续进行，所形成的电场反过来会影响离子进一步的

3、扩散。也就是使原来移动速度快的 Cl离子减慢，而使移动速度慢的Na加快。当溶液两方电荷积累到定程度，使不同符号的离子 以相等的速度继续扩散，达到 所谓动态平衡时，电荷的积累 便停止。于是在不同浓度的两 种溶液之间形成一固定的电 动势。这种由于溶液直接接 触，并通过离子的自由扩散所 形成的电动势，称为扩散电动 势，如图2-1-1b中砂岩与泥 浆接触处的情况。Cw > Cmf) Cw>Cmf)图2-2-1写岛哗Iff!勺腕"（可以看出，扩散电动势的极性是，低浓度溶液一方为负，高浓度溶液一方为正。扩散电动势的大小，与两种溶液之间的浓度差有关，还与溶液中盐离子的类型和溶液温度有关

4、。显然，溶液之间的浓度差越大，形成的扩散电动势也会越大。根据实验得知，对所述地层水和泥浆滤液这两种 NaCl溶液进行直接扩散而言，扩散电动势（用符号Ed表示）可由下式决定：Ed =JlgCwCmf(2-1-1 )式中Cw、Cmf分别为地层水和泥浆滤液的浓度；Kd为扩散电动势系数，单位为毫伏。它与溶液中决定离子迁移率的离子类型和温度有关。对于NaCl溶液，在温度为18 C的情况下，根据理论计算得出的 Kd为T1.6mV。则当地层水浓度 Cw为泥浆滤液浓度 Cmf的10倍 时，它们直接接触所形成的扩散电动势 Ed=-11.6mV。由于在一定浓度范围内，溶液浓度与它的电阻率成反比，于是，式（2-1-

5、1）又可写成R . Ed =Kdlg 工（E）Rw 式中Rmf、Rw分别为泥浆滤液和地层水的电阻率。1.1.2扩散吸附电动势（地层水通过泥岩与泥浆之间的扩散）地层水与泥浆之间扩散的另一个渠道是地层水中的离子通过周围的泥岩向低浓度的泥 浆一方进行扩散，见图2-1-1a。这时，泥岩在两种溶液一一地层水与泥浆滤液之间起着一种隔膜的作用。这种扩散同上述两种溶液直接接触时的扩散有着本质的区别。即一方面离子不是直接在溶液中运动，而是在粘土的颗粒表面上移动；另外，由此所形成的电动势不仅极性不同，而且数值相差很大。这是因为组成泥质的粘土颗粒表面都带有较多的负电荷，当它处于某种盐溶液之中时， 就要吸附一部分阳离

6、子而形成"吸附层”，中和掉一部分表面负电荷。剩下的一部分表面负电荷，又松散地吸引一部分阳离子，形成“扩散层”或叫“可动层”。该扩散层与它接触的水溶液之间，建立起吸附和离解的动平衡。盐溶液的浓度改变时，这种动平衡也要发生改变。 当粘土将同样性质的两种不同浓度的溶液分开时，在浓度大的一边，泥土颗粒表面的扩散层中将有更多的阳离子，而在浓度低的一方则较少。于是，在不同浓度的溶液两方出现了电位 差，且浓度大的一方电位高。 从而使得高浓度溶液一方扩散层中的阳离子要往低浓度溶液一 方跑，即在粘土的颗粒表面移动。 就这样，高浓度溶液一方的阳离子不断从水溶液里进入到 扩散层中，而低浓度溶液一方又将从扩

7、散层中得到的阳离子离解到溶液中。如此继续下去， 低浓度溶液一方的阳离子将不断增多而带正电。当所形成的电场使溶液两方这种扩散和离解 达到动平衡时，便形成一稳定的电动势，称为扩散吸附电动势。在形成这种电动势时，泥质所起的作用就好象一种只许带正点荷的Na*通过，而不允许C通过的离子选择薄膜一样。有的书上也把这种现象认为是泥质对C有选择性吸附的能力造成的，但其实质应当是如上所述。扩散吸附电动势的极性， 显然与扩散电动势的极性相反， 即在低浓度的泥浆一方为正电 位，而在高浓度地层水的岩层一方为负电位。如图2-1-1b示出了这一电动势的电荷分布情(2-1-3)况。同扩散电动势类似，扩散吸附电动势（用符号E

8、da表示）的大小可由下式决定：CwEda =Kdalg；-Cmf式中Kda为扩散吸附电动势系数。它只与溶液中正离子的离子价和迁移率以及溶液温度有关。对于NaCl溶液，在温度18C时，通过计算得出 Kda=58mV则当地层水浓度 C«与泥浆滤液浓度 8之比为10时，扩散吸附电动势 Eda=58mV可见，它不仅极性与扩散电动势相反,而且数值也比扩散电动势大得多。若将浓度之比改换为电阻率之比，式 （2-1-3） 又可表示为(2-1-4 )RmfEda =Kda lg - Rw1.1.3井内的过滤电动势井内除了上述扩散电动势和扩散吸附电动势之外，还有一种过滤电动势也能引起自然电泥浆滤液通过泥

9、流，并产生自然电位。这种电动势是由于泥浆柱与地层之间存在着压力差， 饼或泥质岩石渗滤形成的。通常，泥浆柱的压力大于地层压力，在渗透性岩层（如砂岩层） 处，都不同程度的有泥饼存在。由于组成泥饼的泥质颗粒表面有一层松散的阳离子扩散层， 在压力差的作用下，这些阳离子就会随着泥浆滤液的渗入向压力低的地层内部移动。于是， 地层内部一方出现了过多的阳离子， 使其带正电，而在井内泥饼一方正离子相对减少, 带负电，从而产生了电动势。由此形成的电动势，叫做过滤电动势（又叫动电电动势） 然，它的极性与扩散电动势相同，即井的一方为负，岩层一方为正。过滤电动势（用符号 Ef表示）的大小与泥饼两边的压力差 P和泥浆滤液

10、的电阻率 成正比，而与泥浆滤液的粘度卜成反比。即使其Rmf(2-1-5):P RmfEf =Kf 一式中Kf为过滤电动势系数，它与泥浆滤液的化学成分和浓度有关。根据同样的道理，在泥岩上也能产生过滤电动势。其极性显然与渗透层泥饼上形成的过 滤电动势极性相同。因此，当渗透性岩石夹于泥岩层之中时，在由泥岩、泥浆柱、渗透性岩 石组成的闭合回路中，总的过滤电动势是渗透层泥饼的过滤电动势与泥岩中的过滤电动势之 差。通常，这两个电动势差别不大， 它们几乎互相抵消, 电动势可以忽略不计。1.1.4井内形成的总电动势及电位的分布1.1.4.1 井内总的自然电动势在井下实际条件下， 通常地层水和泥浆滤液中的主要

11、盐类是NaCl,而且地层水的矿化度比泥浆滤液高。所以， 夹于泥岩中的砂岩层被充满泥浆的井孔穿过时，地层水与泥浆之间的扩散，就与上述假设条件基本一致。扩散的结 果，在砂岩与泥浆直接接触处产生扩散电动势，井孔一方 为负，岩层一方为正。而砂岩中地层水通过泥岩向井中扩 散，产生扩散吸附电动势，井孔一方为正，岩层一方为负。如将这两种电动势表示成电池形式，并用等效电路联系起来后,所以在实际工作中一般都认为过滤图弱苛内Emu版等效电路便得图 2-1-2所示的情况。由图2-1-2可以看出，在由砂岩，泥岩，泥浆所组成的导电回路中，电动势是呈串联的。因此，在该回路中由于扩散作用形成的总电动势（用SSP表示）为该两

12、电动势的代数和。即SSP=Ed-Eda=Kd - KdaCwCw(2-1-6)=Kd lg-Kda ig CmfCmfCwWd Ka)场函Cw= Klg - CmfRmfMO瓦式中K=K+Kda称为总的扩散吸附电动势系数，一般称SSP为静自然电位。对于夹在纯泥岩中的纯砂岩层而言，在温度为18C情况下，K的绝对值为11.6+58=69.6mV。则当地层水和泥浆滤液均为 NaCl溶液，且 C=10Cnf （或Rmf=10R）时，井内离子扩散所形成的总的电动 势等于69.6毫伏,且对着泥岩层的井为正，而对着砂岩层的井为负。1.1.4.2 井内自然电位的分布井内自然电动势形成之后，与周围的导电介质就构

13、成了电流流动的闭和回路。如图2-1-3a所示，在岩层中心的上下有两个这样的闭合回路，均由扩散电动势Ed、扩散吸附电动势Eda以及井孔泥浆柱、砂岩和泥岩这几部分的等效电阻rm、rt和rs组成。由于电动势发出的电流在外电路上是从高电位流向低电位，所以等效闭合回路中电流的流动方向是从泥岩出发，经井内泥浆柱、砂岩层再回到泥岩。在电流所经过的路径上，泥浆柱、砂岩和泥岩各 部分等效电阻上都将产生一定的电压降。根据在一个电阻上电位值沿电流方向降低的规律，所以，在自然电流所经过的泥浆柱上，电位值就沿电流流动的方向不断降低，从而造成该井段上不同点处有不同的电位值。图2-1-3井中自然电流回路、电流线及电位分布示

14、意图为了进一步分析在电流所经过的泥浆柱上电位值的数量变化，如图2-1-3b用电流线示出了电流的流动情况。从电流线的分布图看出， 在砂岩与泥岩交界面附近的井内，电流线最密集。显然，那里的电流强度最大，单位距离上产生的电位降落也最急剧。而越接近岩层中心的井段上，电流线逐渐发散而变稀，电位降落也趋于缓和。井中这种电位值的变化特征， 如图2-1-3C的曲线所示。显然，当岩层均匀且上下围岩的岩石性质相同时，岩层中心上下井内的自然电位分布是对称的。对着泥岩层的井内为正，对着砂岩层的井内为负。 当地层水的浓度Cw小于泥浆滤液的浓度 Cmf时，离子扩散的结果则正好与上述情况相反，对着泥岩层的井内为负，对着砂岩

15、层的井内为正电位。1.2自然电位的测量1.2.1测量仪器和方法自然电位测井技术在所有测井方法中算是最简单的了。如图 2-1-4a所示，将一个电极M放入井中，另一个电极 N放在地 面上接地，在不存在任何人工电场 的情况下，用测量电位差的仪器测 量M电极相对于N电极之间的电位 差，便可以进行自然电位测井。而 在实际测井中，常常是在进行普通 视电阻率测井的同时，利用图2-1-4b 所示的原理线路，当电极在井内连 续移动时，即可测得井内自然电位 沿井剖面的变化曲线，即自然电位 曲线。由于固定在地面上的 N电极的电位是一个恒定值，因此，当 M电极在井内移动时，所 测得的M、N之间的电位差的变化，即自然电

16、位曲线，就反映了井内某种电位值沿井身的 变化情况。显然，自然电位测井测的是相对电位值，即井内不同深度上的自然电位与地面上某一点的固定电位值之差， 而不是井中自然电位的绝对数值。实际上，这一数值也是不可能测得的。因此，自然电位测井曲线图上， 只用每厘米偏转所代表的毫伏数和正负方向来表示 井内自然电位数值的相对高低，而无绝对的零线。1.2.2测井曲线特征1.2.2.1自然电位曲线的形成要了解自然电位曲线的形成，就要了解自然电流。图2-1-3b画有一个厚度较大的含水纯砂岩储集层，其上下有厚度较大的纯泥岩。如前所述，此时在砂岩冲洗带与未侵入带的交 界面上产生扩散电动势Ed,冲洗带一侧为负极，未侵入带一

17、侧为正极；砂岩未侵入带的地层水通过泥岩孔隙与泥岩井眼内的泥浆滤液产生扩散吸附电动势Eda,我们设该电动势在泥岩井壁两侧，泥浆一侧为正极，泥岩一侧为负极。如果Cw< Cmf,则扩散方向相反，这两个电动势的极性也相反。在图2-1-3b的情况下，自然电流从泥岩井壁的正极出发，流经井内泥浆，进入砂岩冲洗带和未侵入带，再经过泥岩流向井内泥浆。因此， 井内的自然电流在砂 岩/泥岩与井眼交界处形成环状流动，全部电流都流经井内砂岩与泥岩的交界面，该处电流 密度最大，其他地方有不同程度的发散。根据图2-1-2所示的等效电路，自然电流的大小I由下式决定：SSP(2-1-7)I =rm rs rt其中rm、r

18、s、rt分别为井内泥浆、泥岩和砂岩的等效电阻。测量的自然电位异常幅度值Up,SSPU sp = Ir m rmrsrtrmSSPrs rt(2-1-8)图2-1-5在自然电流等效电路上测量自然电位示意图实际上等于自然电流流过井内泥浆电阻上的电位降（如图2-1-5），即：自然电流在井内的电位降造成井轴上自然电位变化，各个地层的变化构成全井自然电位曲线。如图2-1-3C,由上往下，当泥岩厚度较大，测量电极离泥岩与砂岩界面较远时，那里 没有自然电流流动， 测量到的电位是电极极化电位，一般非常小，而且是稳定的（决定于电极与泥浆的性质），故自然电位曲线是一段比较平直的直线；当井内有了自然电流由上往下 流

19、动，且井内各横截面的电流强度逐渐增加时，它产生的电位降也增加， 井内自然电位缓慢降低，因界面上电流强度最大，到地层界面降低最快，而过了界面电位降低又由快到慢，直至没有自然电流时变成平直线段；到了井内出现下部界面的自然电流时，因电流是由下往上流动，使井内自然电位由上往下逐渐升高，直至没有自然电流时升到泥岩井内的电极电位。 如果砂岩岩性是均匀的，上下泥岩岩性相同，则自然电位曲线对称于砂岩的中点。1.2.2.2 曲线特点图2-1-6是一条实测的自然电位曲线，由于泥岩（或页岩层）岩性稳定，在一个井段内 邻近的泥岩自然电位测井曲线显示为一条电位不变的直线，将它作为自然电位的基线， 这就是所谓的泥岩基线。

20、 在渗透性砂岩地层处，自然电位曲线偏离泥岩基线。在足够厚度的地层中，曲线达到固定的偏移程度，后者定为砂岩线。自然电位曲线的异常幅度就是地层中点的自然电位与基线的差值。渗透性地层的自然电位可以偏向泥岩基线的左边（负异常）或右边（正异常），它主要取决于地层水和泥浆滤液的对比矿化度， 当地层水矿化度大于泥浆滤液矿化度时，自然电位显示为负异常。当地层水矿化度小于泥浆滤液矿化度时，自然电位显示为正异常。 如果泥浆滤液的矿化度与地层水矿化度大致相等时，自然电位偏转幅度很小，曲线无显著异常。综上所述，自然电位曲线具有如下特点：(1) 当地层、泥浆是均匀的，上下围岩岩性相同时，自然电位曲线对地层中心对称；(2

21、) 在地层顶底界面处，自然电位变化最大，当地层较厚(大于四倍井径)时，可用曲线"半幅点"确定地层界面；(3) 测量的自然电位幅度，为自然电流在井内产生的电位降，它永远小于自然电流回路总的电动势；(4) 渗透性砂岩的自然电位，对泥岩基线而言，可向左(“负”)或向右(“正”)偏转，它主要取决于地层水和泥浆滤液的相对矿化度。1.2.3测井质量控制为保证测井曲线质量，需要进行原始资料质量控制。在进行自然电位测井时，一般需要注意以下几个方面。(1) 测井前后必须记录自然电位灵敏度，其相对误差在5%以内；(2) 大段泥岩处，测量 100米井段，曲线基线偏移应小于10mV;(3) 曲线补

22、偿应在泥岩段进行，并清晰的标注在测井图上；(4) 在砂泥岩剖面地层，自然电位极性的“正”、“负”变化与泥浆滤液电阻率Rmf和地层水电阻率Rw的关系应当一致；(5) 在砂泥岩剖面地层，渗透层自然电位异常变化幅度和钻井液滤液电阻率Rmf与地层水 电阻率Rw差值的大小有关，差值愈大，异常幅度也就愈大，反之愈小；(6) 曲线干扰幅度应小于 2.5mV;(7) 自然电位曲线与自然伽马、微电极曲线应具有较好的对应性；(8) 最大测速一般在 50米/分钟(国产、CLS3700仪器)。1.3自然电位测井的影响因素及资料应用1.3.1主要影响因素由式(2-1-8)可以看出，测量的自然电位幅度值Usp与井内泥浆电

23、阻 希 泥岩电阻 借砂岩电阻rt以及总的自然电动势 SSP有关。下面根据(2-1-8)式，讨论影响自然电位异常 幅度的主要因素：1.3.1.1影响静自然电位的因素自然电位异常幅度值 USp与总自然电位SSP成正比，而SSP就决定于地层的岩性、泥浆和地层水的性质、泥浆滤液电阻率Fk与地层水电阻率FW的比值FWRw以及地层温度等。因此这些因 素都会直接影响自然电位的异常幅度。1.3.1.2 地层厚度、井径的影响图2-1-7为不同地层厚度纯水砂岩的自然电 位理论曲线，主要说明在其它条件完全相同的情阍 辞7不丽娜佃树5餐况下，地层厚度（h/d ）对自然电位幅度和形状的影响。USp为记录的自然电位异常幅

24、度值，SSP为静自然电位，从图中可以看出，当地层厚度h>4d时，自然电位异常幅度近似等于静自然电位；当地层厚度h<4d时，自然电位异常幅度小于静自然电位，厚度越小，差别越大，异常顶部变窄，底部变宽，这时不能用半幅点确定地层界面。其原因是：地层厚度减小，地 层电阻rt增大，井内泥浆电阻 rm减小，所以 山减小。若地层厚度一定时，井径减小， h/d 增大，井内泥浆电阻 J增大，则Up增大。1.3.1.3 地层电阻率、泥浆电阻率及围岩电阻率的影响含油气饱和度比较高的储集层，其电阻率比它完全含水时要高35倍以上，这使得rt明显升高，SP略有下降。图2-1-8表示不同Rt/Rm值的自然电位曲

25、线，从曲线变化可以看出， 随着Rt/Rm的增大，自然电位幅度值降低。这是由于Rt增大（或Rm减小），使rt增大（或rm减小），则Usp减小。因此在测井图上，油气层的SP略小于相邻的水层。围岩电阻率Rs的变化，同样对自然电位异常幅度值有影响。围岩电阻率Rs增大，则q增大，使自然电位异常幅度值减小。图2-8函园1-Rt /R制RR仕能Ffe俺位1.3.1.4 泥浆侵入带的影响在渗透性地层，泥浆滤液渗入到地层孔隙中，使泥浆滤液与地层水的接触面向地层方向 移动了一个距离。泥浆侵入带的存在，相当于井径扩大，因而使自然电位异常幅度值降低，图2-1-9为不同泥浆侵入带情况下所测的自然电位曲线（图中 U/ s

26、p为有泥浆侵入时的自然电位曲线，Usp为无泥浆侵入时的自然电位曲线） 值减小。1.3.1.5 岩性剖面自然电位是一种以泥岩为背景来显示储。随着泥浆侵入的增大， 自然电位异常幅度集层性质的测井方法，SP大小不只与储集层性 质有关，而且与相邻泥岩的性质有关，不可能 用体积物理模型来表示。因此，这种方法只能 用于储集层与泥岩交替出现的岩性剖面，最常 见的是砂泥岩剖面，其中也可以包括碎屑岩以外的其它岩性储集层，如生物灰岩、稣状灰岩等。这种方法不能用于巨厚的碳酸盐岩剖面， 因为它没有或很少有泥岩，裂缝较发育的储集层以致密碳酸盐岩为围岩，许多储层要通过远处的泥岩才能形成自然电流回路，因而在相邻泥岩间形成巨

27、厚的大片SP异常，不能用来划分和研究储集层。1.3.2自然电位校正图版由上面讨论可知，渗透性地层的自然电位曲线受很多因素的影响，同样岩性的地层，由于影响因素的不同，测量的自然电位幅度值不同，为了利用自然电位曲线去解释有关地质问题，必须对测量的自然电位进行校正，图 2-1-10是自然电位校正图版，它考虑了侵入带直 径，冲洗带电阻率、 地层厚度、地层电阻率和围岩电阻率的影响。图版左侧适用于无侵入或侵入不明显的地层，图板右侧适用于有侵入， 且侵入带直径与井径的比值D/d=5左右的地层，图版的纵坐标是校正系数 USp/SSP,横坐标是地层厚度与井径的比值h/d ,其它参数如图版所zK oS 1 0is

28、§图2-1-10自然电位校正图版自然电位的校正方法如下：（1）选择最符合实际 Rs/Rm值的横排图版；（2） 选择无侵入或者比较符合Rxo/Rt （Rxo为冲洗带电阻率）值的有侵入图板；（3） 在横坐标上找出h/d的值，由此垂直向上，与相应的Rt/Rm （无侵入）或Rxo/Rm （有侵入）曲线相交（或与内插曲线相交），读出交点的纵坐标，即可算出自然电位校正值SSP。1.3.3主要应用1.3.3.1自然电位曲线的定性解释自然电位测井适用于砂泥岩剖面和淡水泥浆的裸眼井，是这种井眼最常用的测井方法之一，有广泛的用途。(1) 划分储集层自然电位曲线上一切偏离泥岩基线的明显异常是孔隙性和渗透性

29、较好的储集层的标志。一般有明显异常的地层都是储集层，而在泥岩基线上或在其附近变化的地层是非储集层，是泥岩或其它孔隙性和渗透性很差的地层，后者常称为致密层。原则上说，SP曲线只能划分储集层和非储集层，进一步的岩性解释要凭地区经验和与其他测井曲线综合解释。对于岩性均匀、厚度较大、界面清楚(如泥岩与砂岩的突变界面)的储集层，通常用 SP异常幅度的半幅点(泥岩基线算起1/2幅度处)确定储集层界面。如果储集层厚度较小，SP异常较小，半幅点厚度将大于实际厚度，地层界面将靠近异常顶部。如果上下界面幅度 大小不同，应分别用其半幅点确定界面。如果岩性渐变层某个界面不清楚，应参考其他曲线确定界面。(2) 判断岩性

30、在划分储集层与非储集层的基础上，依据本地岩性剖面的组成情况，本地解释经验和其它测井曲线的显示， 可进一步划分岩性。 如简单的砂泥岩剖面，储集层是砂岩，非储集层是 泥岩，至于泥质砂岩或砂质泥岩， 要凭经验解释。如果砂泥岩剖面夹有孔隙性渗透性好的生 物灰岩或其它碳酸岩盐， 夹有致密灰质砂岩或其它致密碳酸岩盐，则对储集层再区分砂岩和生物灰岩等，在非储集层中再区分泥岩和其它致密岩石，如后者电阻率明显高于泥岩。(3) 判断油气水层SP异常可帮助区分油气水层，但不是主要依据。 一般说来，油气层的SP异常略小于水层；完全含水、岩性较纯、厚度较大的纯水层SP异常最大；下部含水饱和度明显升高的油水同层，SP异常

31、由上往下有渐大的趋势；注入淡水水淹后的油水同层，被水淹的底部或顶 部的SP异常明显小于未被水淹部分的SP异常，使该层上下部泥岩基线发生明显偏移，如图2-1-11中的15号层所示。做电极 三M向人工电但1中锻1时差.并任口藉图2-1-11油层下部水淹的自然电位显示特征(4) 地层对比和研究沉积相沉积相是一个沉积单位中所有原生沉积特征的总和， 包括岩石、古生物和地球化学等特 征。它是某一特定沉积环境中的沉积作用的产物， 具有该环境特有的特征。 地质学有研究沉 积相的系统方法，在此基础上， SP曲线常常作为单层划相，井间对比，绘制沉积体等值图的手段之一。这是因为 SP曲线有以下特征：(A) 单层曲线

32、形态能反映粒度分布和沉积能量变化的速率。如柱形表示粒度稳定，砂岩与泥岩突变接触；钟形表示粒度由粗到细，是水进的结果，顶部渐变接触，底部突变接触；漏斗 形表示粒度由细到粗，是水退的结果，底部渐变接触，顶部突变接触；曲线光滑或齿化的程度是沉积能量稳定或变化频繁程度的表示。这些都同一定沉积环境形成的沉积物相联系，可作为单层化相的标志之一。(B) 多层曲线形态反映一个沉积单位的纵向沉积序列，可作为划分沉积亚相的标志之一。(C) SP曲线形态较简单，又很有地质特征，因而便于井间对比，研究砂体空间形态，后者是 研究沉积相的重要依据之一。(D) SP曲线分层简单，便于计算砂泥岩厚度、一个沉积体的总厚度、沉积

33、体内砂岩总厚度、 沉积体的砂泥比等参数， 按一个沉积体绘出等值图， 也是研究沉积环境和沉积相的重要资料。如沉积体最厚的地方指出盆地中心，泥岩最厚的地方指出沉降中心，砂岩最厚和砂泥比最高的地方指出物源方向，沉积体的平面分布则指出沉积环境。(5) 水淹层解释油层被水淹后，原始地层水矿化度将会变化，加上油层内部的非均质性， 大多数水淹层都具有局部水淹的特点。因此，自然电位曲线的基线会发生偏移。基线偏移的大小，主要取决于水淹前后地层水矿化度的比值。二者的比值愈大，则基线的偏移也愈大， 表明油层被水淹程度也愈高。这种基线偏移在指示淡水水淹方面，往往能见到较好的效果。例如，根据大 庆油田的统计，70%的强一中等的水淹层和 50%的弱水淹层都有这种显示特征。自然电位基线偏移部位，也就是油层原始地层水矿化度淡化的部位。若自然电位上基线偏移， 则主要为上部水淹；若下基线偏移，则主要为下部水淹。图 2-1-11所示下部泥岩基线偏移