2017, Vol. 32
2. 油气资源与勘探技术教育部重点实验室 (长江大学), 武汉 430100
3. 长江大学地球物理与石油资源学院, 武汉 430100
, WAN Jin-bin1 , YANG Rui-xiang2,3 , CHENG Dao-jie1 , HUANG Ke1 , ZHANG Yu-kun1 , GUO Xiao-kai1 , HUANG Ya1
2. Key Laboratory of Exploration Technologies for Oil and Gas Resources, Ministry of Education, Wuhan 430100, China
3. Geophysics and Oil Resource Institute, Yangtze University, Wuhan 430100, China
地层水电阻率，是指储集层岩石中所含水的电阻率，是测井解释中求取含油气 (水) 饱和度的一个关键参数，其精确度反映含油气 (水) 饱和度的精度.一般的，孔隙度、地层电阻率和地层水电阻率在习惯上被称为测井解释的“三大参数”.地层含水饱和度与含油气饱和度是评价储集层含油性的基础，是划分油、气、水层的标准和依据，它的确定需要求取精确的地层水电阻率Rw，同时，地层水电阻率的精度直接影响测井解释结论的正确性.开展精确求取地层水电阻率方法研究已成为油田发展和提高流体判别符合率的重点，因此有必要对其进行深入细致的研究.地层水电阻率的大小取决于地层水的矿物成分、矿化度的大小以及埋藏深度，矿物成分不同导致导电性质就不同，相同含量的不同矿物的导电性不同，从而地层水电阻率不同.一般来讲，地层水电阻率随矿化度的增加而降低，矿化度越高，导电能力越强.埋藏越深，地层的温度越高，温度升高会导致电阻率的降低，所以地层水电阻率随深度增加有降低的趋势.
近些年，国内外许多学者在求取地层水电阻率方面都进行了深入研究，并形成了多种利用常规测井资料定量求取地层水电阻率的方法，取得了一定的成果 (李厚裕和谢豪元，1994；许敬彦等，2002；赵发展等，2002).总体来说，地层水电阻率通常用三类最主要的方法进行求取：化学分析法、自然电位法以及地层电阻率与孔隙度交汇法.具体可以大致细分为7种方法：① 根据地层水样测定；② 根据地层水化学分析结果确定 (孙嘉戌等，1996)；③ 根据自然电位求取；④ 根据标准水层反推法确定；⑤ 用电阻率-孔隙度交会图求取；⑥ 用Rxo/Rt，比值法求取；⑦ 用Rwa-SP交会图求取.方法①② 受地层水资料限制，对于新区，测井评价在前，测试水分析资料在后；对于老区，很少针对水层取样分析，只有评价结果为含油层才可能测试，且当含油层产水才可能取水样分析，资料极少；对于方法④⑤ 的应用条件是在解释层段有纯含水地层，而且厚度大，孔隙度大，用孔隙度测井求得的必定可靠，解释参数m、a己知，而且地层水矿化度连续稳定，而往往有的目的层段或层系不存在纯水层；方法③⑥⑦ 受测井环境、测量精度影响较大，特别当钻井液含盐度接近地层时，首先影响SP幅度到极小，而无法精确取值.数年来，随着技术的推进发展，从泥质电化学实验出发，模拟泥质砂岩地层自然电位SP形成过程，通过正演、反演模型建立自然电位SP与众多因素之间的关系.然而实验室内条件与地层条件的差异性，故正演、反演模型目前还停留于理论阶段.对于地层水电阻率Rw的计算问题，目前，国内学者 (张京津等，2008) 从神经网络技术出发，通过网络训练直接计算地层水电阻率，取得一定效果，但这种地层水电阻率Rw计算方法存在两个问题.首先，没有分析各种影响因素与静自然电位内在关系，不利于自然电位测井的各种应用；其次，这种计算方法受区域地质条件限制，只适应训练样本来源区域.此外，也有人基于阿尔奇模型，从电阻率测井出发，采用正态分布法 (王秀艳等，1999) 计算地层水电阻率，但这种方法比较适用于原始油藏，对于水淹层的评价则受到多种假设限制，不能满足其要求.因此，为精确求准地层水电阻率，必须利用多种方法进行结合和对比.
在地层水特性分析的基础上，根据地层水电阻率评价技术研究进展，本文将其分为三种主要发展阶段：水样分析评价方法、常规测井评价方法、成像及核磁测井评价方法，总结和讨论不同测井评价地层水电阻率的方法原理，并阐述其应用过程中的优势和不足，同时对地层水电阻率测井仪器国内外进展现状进行阐述.
1 地层水特性分析在含油气盆地中，地层水作为盆地流体的一个主要组成部分，其活动与循环样式直接涉及油气与成矿物质运移的方向 (孙向阳和解习农，2001；刘震等，2012).地层水的活动及性质直接或间接指示盆地流体系统的开放性和封闭性，与油气的生、运、聚、散过程有着十分密切的关系.
1.1 地层水的来源分类根据地层水的形成和来源将地层水归纳为两部分即：内部成因水和外来水.
内部成因水主要是指在地层形成过程中形成的地层水，主要包括同生水、沉积水、变质水、岩浆作用产生的热液等.① 同生水是指与地层形成时同时沉积的水.② 沉积水是指沉积物在被压实成岩作用中释放出来的水.③ 变质水是指在变质作用过程中，原先固定在岩石中的挥发水分，因为变质作用而得以释放出来的水.④ 岩浆作用产生的热液是指岩浆岩中含有一定量的水 (大约为5%~6%) 当岩浆上升时，随温度和压力的下降，岩浆中所含的流体释放出来，形成岩浆热液.地层当中主要内部成因水为同生水和沉积水等.
外来水主要是指地表水或大气降水通过裂缝、孔隙下渗或者是下部水沿裂缝上涌而形成的地层水.
1.2 地层水的化学成分及类型地层水的化学成分通常分为无机、有机及溶解气三部分 (张宗峰等，2009).其中，无机组成包括：以HCO3-、SO42-、Cl-和Ca2+、Na+、Mg2+ 6种阴、阳离子为代表以及碘、溴、硼、钡、锶、铵等微量元素，其组合特征及异常值能反应油田水的地质特征.有机组成包括：油田水中含有气态烃、液态烃、苯、酚及环烷酸等有机组分，其含量及比值可作为找油的水化学标志.溶解气包括：常见的有O2、N2、CO2、H2S、CH4、He等.
在地层水化学成分分类方面，常用的是苏林分类法，认为裸露的地质构造中的地下水可能属于硫酸钠型 (Na2SO4)、重碳酸钠型 (NaHSO4)，通常为大陆水；与地表大气降水隔绝的封闭水则多属于氯化钙型 (CaCl2)，通常为深层水；两者之间的过渡带为氯化镁型 (MgCl2)，通常为海水.
在油气田地层剖面的上部地层水以重碳酸钠型为主；随着埋藏加深，过渡为氯化镁型；最后成为氯化钙型.有时重碳酸钠型直接被氯化钙型所替代，缺少过渡型.油田水的水化学类型以氯化钙型为主，重碳酸钠型 (NaHCO3) 次之，硫酸钠型和氯化镁型较为罕见.
1.3 储层地层水的导电特性地层中储层具有导电性，其本质是不同的孔隙中的地层水因含各种离子，在外加电场的条件下，能够产生激发极化效应，具有传到电流的能力.按照水在其中的贮存状态，可分为吸附水、毛细管水和自由水三种产状 (杨春梅等，2005).目前普遍认同的是双电层理论 (Policky and Iverson, 1988) 和薄膜极化理论 (Henry and Cunningham, 1962).
双电层理论是指，岩石颗粒，特别是粘土矿物颗粒，具有吸附负电荷的特性，负电荷分布在颗粒的表面，同时负电荷又把正电荷吸引到自己周围，这样就在颗粒的表面产生了一个偶电层，如图 1所示.在偶电层中，负离子被牢牢地吸附在岩石颗粒表面，无法自由移动，而正离子可以在溶液中游移.被吸引的正离子大多数在界面附近紧密排列，称为“紧密层”，少数扩散到较远的区域，形成“扩散层”.在靠近岩石颗粒表面的地方，因为负电荷的吸引作用，正离子的浓度较高，而负离子的浓度较低，但二者的浓度随着距离的增加都趋于平衡浓度 (所谓“平衡浓度”，是指离子从高浓度区域向邻近低浓度区域扩散、转移过程中，二者浓度达到一致时的浓度).
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图 1 双电层结构示意图 Figure 1 Schematic diagram of double electric layer structure |
薄膜极化理论是指，在岩石颗粒的孔隙中，存在着宽窄不一的串联孔隙通道，如图 2所示.由于窄孔隙的宽度很小，整个孔隙都处在偶电层的紧密区和扩散区中，其中正离子的浓度远远高于负离子，因此当有电流流过窄孔隙时，由于同性互斥作用，正离子在其中移动较快，故将窄孔隙称为“主动选择带”或者“正离子选择带”.
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图 2 岩石颗粒中宽窄孔隙串联系统以及简化示意图 Figure 2 Rock particles in the pore width as well as a simplified schematic of cascade system |
根据以上分析，当有电流流过窄孔隙时，在窄孔隙的电流流出端积累了大量的正离子，而负离子在宽孔隙中的移动速度比在窄孔隙中快，那么根据负离子的移动方向判断，在窄孔隙的电流流出端也积累了大量的负离子.沿孔隙的离子浓度从而产生了变化，这样造成的正负离子分布将会在外加电场相反的方向上产生一个附加电场，其会阻碍离子的移动，从而阻碍外电流，直至达到平衡为止.在断电后，由于离子浓度梯度的影响，在离子的扩散作用下，形成扩散电位，这就是在离子导体上所观察到的激发极化效应.从根本上讲，激发极化效应是由于离子在宽窄孔隙中迁移数的不同而引起的.
2 非测井地层水电阻率计算方法 2.1 水分析资料确定地层水电阻率利用水分析资料确定地层水电阻率Rw是目前最直接最有效的方法 (任履兆，1985；孙德明和褚人杰，1992).由于各种离子的导电能力不同，一般将NaCl溶液作为标准，确定其他溶液在标准温度下相对于NaCl溶液导电能力的等效系数K，乘以对应离子的矿化度，可以计算出等效NaCl溶液矿化度.再由等效NaCl溶液矿化度 (ppm) 和地层温度 (t) 确定地层水电阻率.
等效NaCl系数可以通过图版得到，图 3为Schlumberger公司各种离子等效NaCl系数的计算图版，图中一些离子采用固定的系数，如：Na+和Cl-为1，Br-为0.44，I-为0.28，Li+为2.5，NO3-为0.55，NO2-为0.8，NH4+为1.9.根据图中提供的数据，编写程序，利用插值求取等效NaCl系数 (L.G.雄诺弗尔等，1980).程序中我们采用插值计算的方法计算某一矿化度的等效NaCl系数，由于图版的矿化度范围在10~300000 mg/L，所以程序在该范围内计算得到的等效NaCl矿化度精度较高，在该范围外的数据由于使用外插法计算，所以精度大大降低.由等效NaCl矿化度查图版可以得出地层水电阻率，但是这种方法极为不方便，所以采用近似计算方法，计算NaCl溶液电阻率的公式为
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图 3 根据总矿化度确定非NaCl离子等效系数的图版 Figure 3 Plate determine non-ionic NaCl equivalent coefficient based on the total salinity |
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式中，CNaCl为等效NaCl溶液质量浓度，ppm；T为等效NaCl溶液温度，℃；RNaCl为NaCl溶液电阻率，Ω·m.
虽然用实验进行地层水分析方法确定地层水电阻率快捷有效，但是该方法需通过专门的取样仪器才能取得地层水，需要耗费一定的成本和时间，对于老区，水分析资料更为不全；同时，对于未进行地层水取样分析的井，如果利用邻井地层水数据，则会有一定的误差，从而使储层的解释和评价具有不确定性.
2.2 根据地层水样测定地层水电阻率Rw根据地层水样测定地层水电阻率Rw同样是一种直接快捷的方法，其原理为在实验室中直接测定地层水样的电阻率，将实验室测定的电阻转转换到地层温度下的地层水电阻率.我国标准温度为18 ℃，美国为24 ℃(75 ℉)，现采用24 ℃作为标准温度，计算地层水电阻率的公式为
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式中：RwN式中地层水溶液电阻率，Ω·m.CNaCl为等效NaCl溶液质量浓度，ppm；T为地层温度，℃.
与水分析资料对比，根据地层水样测定地层水电阻率Rw直接有效，也最接近真实Rw，但是取样地层水需要耗费一定的时间和成本 (刘之的等，2005)，有一定的局限性推广难度较大.
3 常规测井计算地层水电阻率方法 3.1 自然电位法求地层水电阻率自然电位测井 (SP) 作为电化学测井方法，也是确定地层水电阻率Rw最常见而且是一个有效的方法 (Poupon and Leveaux, 1971；Silva and Bassiouni, 1981；朱命和，2005).由于地下水溶液含盐浓度不同，并且不同岩性地层对离子吸附能力不同，自然电位主要是在含盐浓度梯度引起的离子扩散中产生的.因此，自然电位能反映地层水含盐浓度的变化并可以用来确定地层水电阻率Rw(Moore et al., 1966；Cox et al., 1988).储层的扩散电位主要是在地层水矿化度 (Cw) 与泥浆滤液矿化度 (Cmf) 之间存在的差异中产生，地层被钻穿后，两种浓度的盐溶液相接触，由于两种溶液的矿化度不同，它们之间将产生离子扩散作用，离子从浓度高的溶液向浓度低的溶液中扩散.在淡水泥浆情况下，通常Cw> Cmf，所以一般扩散结果是地层水内富集正电荷，泥浆中富集负电荷.储层处测到的扩散电位 (Ed) 为负异常幅度，当溶液浓度较低时，溶液浓度与电阻率成负相关，因而对于纯水砂岩或砂岩，井壁上产生的扩散电位可 (5) 近似表示为 (刘中奇等，2012)：
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(5) |
式中：Kd为扩散电位系数，无量纲，其值与温度成正比，当温度和溶液类型都一定时，Kd为常数；Ed为扩散电位，单位为mV；Cw为地层水矿化度，单位为ppm；Cmf为泥浆滤液矿化度，单位为ppm；Rmf为泥浆滤液电阻率，单位为Ω·m；Rw为地层水电阻率，单位为Ω·m.
在砂泥岩剖面井内，泥质颗粒为达到电平衡，须吸附正离子，扩散过程中产生的电位差称为扩散吸附电动势，以Eda表示，公式表示为
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(6) |
式中：Eda为扩散吸附电动势，单位为mV；Kda为扩散吸附电位系数，无量纲，其值与温度成正比，当温度和溶液类型都一定时，Kda为常数.
3.1.1 静自然电位的计算在实际测井中，自然电位SP测井受测量环境影响较大，造成自然电位SP测井曲线与实际的静自然电位SSP有较大差别，针对这一问题首先要消除影响因素，把实测自然电位曲线尽量还原成静自然电位，再利用静自然电位SSP反演出地层水电阻率.公式为
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(7) |
式中，rt、rm、rs分别表示地层、泥浆、围岩的等效电阻，单位为Ω·m；SP为自然电位，单位为mV；SSP为静自然电位，单位为mV.表达式为
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则完全含水岩石的静自然电位为
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式中：k为自然电位系数，无量纲，其值与温度成正比.
公式 (11) 可以用来计算地层水电阻率Rw.实验表明，NaCl溶液的电阻率与其质量浓度在双对数坐标图上并不总是直线，所以为了便于计算，规定两个新参数，地层水等效电阻率Rwe和泥浆滤液等效电阻率Rmfe，它们与浓度的关系在双对数坐标图上始终是一条直线，因此，式 (11) 可以改写成为
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(12) |
公式 (12) 也是自然电位求取地层水的最基本公式.关键是确定扩散吸附电位系数K和静自然电位SSP.由于微观电化学作用机制的复杂性，影响因素太多，一直没有一种有效的静自然电位多因素校正方法.一般的，自然电位的校正问题多从每个单因素分析出发确定单因素校正图版来校正，至多仅给出种因素测量环境校正.
3.1.2 自然电位系数k的计算为了便于计算自然电位系数k，在自然电位公式 (12) 中的k值表示为地层温度 (T) 下的函数，表达式为
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式中：T为地层温度，℃.
而地层温度 (T) 的计算公式为
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式中：T0为地表恒温层平均温度，我国的标准温度为18℃，D为地层中部深度 (顶深)，G为地温梯度 (每100 m增加的温度)表 1为我国部分地区地温梯度表.
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表 1 苏林分类法水的类型 Table 1 Types of water in the classification of Su Lin |
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表 2 国内部分盆地地层地温梯度资料 Table 2 Some domestic basins geothermal gradient data |
根据自然电位公式 (12) 整理得：
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其中，泥浆滤液等效电阻率可利用图版求得，但查图版不够便捷和精确，故采用近似计算方法，泥浆滤液电阻率计算公式有两种：
第一种：
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其中，η与泥浆比重有关的矫正系数，r是泥浆中矿物颗粒的密度，一般为2.6 g/cm3，rm是泥浆密度，单位为g/cm3，Rm为泥浆电阻率，单位为Ω·m.
第二种：
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其中，C=5.322×10-0.666×ρ，与泥浆密度有关.
3.1.4 地层水电阻率的计算由确定出来的Rmfe、SSP、k进一步计算Rwe，根据公式 (15) 整理得：
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自然电位与地层水电阻率有很好的相关性，然而利用自然电位测井确定地层水电阻率Rw所受测量环境影响较大，比如说储层厚度的影响，泥浆侵入的影响，泥质含量的影响，过滤电位的影响等 (赵富贞，1991；刘江等，2009).此外，泥浆电阻率不论是用图版或公式都难以准确求得，因此使得求取的地层水电阻率有一定的误差.这种方法没有考虑储层岩性、物性对静自然电位的影响规律，也不适应水淹油藏复杂条件下地层水电阻率求取.
3.2 Archie公式求地层水电阻率Archie公式求视地层水电阻率也称为水层反推法 (Archie，1942；Horn，1963；刘中奇和陈营，1992)，其衍生的方法有电阻率-孔隙度交会图方法 (朱伟峰，2011；秦刚和张丽娟，2014)，水层反推是目前最经典也是最常用计算地层水电阻率的方法.其核心是利用Archie公式推导得到地层水电阻率与深电阻率、孔隙度之间的关系，进一步选取标准水层，读取相关测井曲线参数，代入推导公式中实现地层水电阻率的求取.
纯水层确定Rw必须满足：① 解释层段所选标准水层必须是含水100%的地层，而且厚度大，孔隙度大；② 用孔隙度测井求得的值可靠，解释参数m、a已知.
Archie公式由纯砂岩地层模型得到，其基本形式为
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联合求取，得：
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其中，a、b、m、n为岩电参数，a、b为岩性系数，无量纲，m为胶结指数，无量纲，n为饱和度指数，无量纲；Rt为原状地层电阻率，R0为地层纯水电阻率，F为常数，Sw为含水饱和度，Rw为地层水电阻率，单位为Ω·m.
根据公式 (22)，可以知道，在纯水处，在温度压力相同的情况下，m、n值均随孔隙结构变好而降低，随地层水矿化度的升高而升高 (Patterson，1978；杨春梅等，2006；郑庆林等，2006).根据公式 (23) 反推计算出Rw.Rt与Rw呈正相关关系，令阿尔奇公式中岩性系数a=b=1，表现形式为
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由水层反推法进一步衍生出电阻率-孔隙度交会图法，其核心根据电阻率-孔隙度交会图的水线直观、快速求出地层水电阻率，即电阻率-孔隙度交会图确定含油、水层图版中的水线，如图 4所示.在水线上任取一点，读出该点的孔隙度和电阻率，再输入参数a、b和m，即可求出地层水电阻率.用电阻率-孔隙度交会图求Rw的应用条件是在解释层段有纯含水地层，而且地层水矿化度稳定 (张宪生等，2003；Clinch et al., 2010；Engle et al., 2016).
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图 4 电阻率-孔隙度交会图法确定地层水电阻率 Figure 4 Resistivity-porosity cross-plot method to determine formation water resistivity |
泥岩中赋存的束缚水与邻近砂岩中的地层水性质相同，因此泥岩的电阻率变化间接的表明了地层水性质的变化规律 (俞军等，2005；杨景强等，2006；Kumar et al., 2016)；同时泥岩的声波时差的大小反映了地层的压实程度，压实系数同样影响着地层水矿化度的大小 (Dusenbery and Osoba, 1986；林祖彬等，2010).物性较好的厚层纯水层测井响应值与地层水电阻率有较好的相关性，在分析测井资料、地层水分析资料的基础上，得到地层水电阻率与邻近泥岩段的电阻率、声波时差之间的关系.
图 5为地层水电阻率与邻近泥岩段电阻率、泥岩声波时差的关系图版.根据插值法，可以得到任何地层声波时差值所对应的地层水电阻率值.从图中可以看出，在一定的压实程度下，泥岩的电阻率随着地层水电阻率的增大而增大.图 6为泥岩段电阻率与地层水电阻率的比值与泥岩声波时差的关系图版，可以看出泥岩段电阻率与地层水电阻率的比值与声波时差为反比关系.
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图 5 地层水电阻率与邻近泥岩段电阻率的关系 Figure 5 Relationship between formation water resistivity and adjacent shale resistivity |
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图 6 地层水电阻率与泥岩声波时差关系 Figure 6 Mudstone formation water resistivity and sonic time difference |
核磁共振测井中，质量控制对于获得精确的测井数据和高质量的地层信息是非常重要的.核磁测井系统中通过增益Q等有效的质量控制指示参数反映仪器的工作状态，井眼流体和地层施加给核磁共振仪器发射电路的载荷量称为增益，其计算方法为天线中感应的信号幅度除以试验线圈中信号的幅度，通常用Q参数进行质量评价，影响增益的外部因素主要是井眼流体电阻率，在一定程度上也包括地层水电阻率，基于此项原理，陈颂华 (Chen and Hursan, 2010) 提出了一种利用增益Q计算地层水电阻率的办法.
首先利用增益与浅电阻率Rxo建立固定的关系公式，如图 7所示，通过增益求得视浅电阻率数值Rxo, shallow；其次利用皮尔卡特交会图办法，基于阿尔奇公式，给定a、b、m、n值，建立地层总孔隙度与视浅电阻率Rxo, shallow关系图版，进一步计算水层中孔隙度等于100%的视浅电阻率Rxo, shallow，即为地层水电阻率，如图 8所示.公式为
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图 7 增益Q质量因子与地层浅电阻率关系图 Figure 7 Shallow resistivity correlates well with Q |
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图 8 皮尔卡特图版计算地层水电阻率 Figure 8 Pickett-plot of a clean sandstone zone |
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式中：Rxo, shallow为视浅电阻率，单位为Ω·m，Q为增益大小，无量纲，ζ、η均为地区经验系数，无量纲.
核磁共振计算地层水电阻率的优点为充分利用核磁共振表征地层的相关参数，通过类比，发现了增益与电阻率规律关系，同时利用核磁共振能够准确求取孔隙度的特点，综合利用pickett图及水层相关信息从图版中直观反映地层水电阻率值，该方法经过实际生产应用验证尤其适用于OBM油基泥浆测井评价，拓展了核磁共振测井评价地层流体性质的能力.
5 成像地层水电阻率计算方法 5.1 地层水电阻率谱理论对于均质性地层采用常规测井方法能够较准确的计算地层水电阻率，对于非均质性强、地层束缚水含量高的地层，国内学者 (李厚义，1996；Shilin et al., 1997；李厚义等，1999) 也进行了探讨，认为地层地下水宏观上处于不断运动状态，因此，非均质性地层其微观矿化度及其导电性也存在非均质谱特性 (张豆娟等，2009；夏竹君等，2012)，其理论依据有沉积环境、成藏驱替及后期地层水活动三方面因素.
5.1.1 沉积环境原因原因之一：河流相沉积岩性粗细变化大，在成岩过程中泥质重、岩性细的储层由于其比表面大、吸附能力强，可吸附水中的离子而在颗粒表明形成一矿化度较高的水膜，使得地层水具有较高的矿化度，这种地层水为束缚水.
原因之二：含I/S混层矿物的砂岩样品“不可动水”含量 (NMR实验) 或“束缚水”含量 (气-水隔板毛管压力) 随溶液矿化度降低而增加.
扩散层流体基本上是不能流动的.部分扩散层流体的流动是一种“受限制”的流动.
5.1.2 成藏驱替作用在颗粒细的储层中，储层孔隙结构复杂，孔喉大小分布不均，这样，油气运聚成藏过程中只能驱走大孔喉的自由水，而在微、小孔喉中由于其排替压力大，有相当一部分的地层水难以驱替走，保留了较高矿化度的不动水.
陆相沉积油藏 (尤其是埋藏深度小于2000 m的浅层油藏) 经地质构造运动极易通过断层与地面导通，造成地面水下渗，其结果是油层或仍保持原生水的矿化度，或被驱替使渗流孔隙含自由水而变为水层，而水层渗流孔隙中所含的水则被淡化接近于自由水，由此打破了油藏形成初期油层、水层均为同一原生水矿化度的局面，代之以油层与水层具有不同矿化度水的格局.
5.1.3 后期地层水活动频繁的构造运动使完整、封闭的圈闭遭到破坏，油藏中的边底水或成岩过程中岩石矿物滤失的水再次向储层中运移，甚至地表水也可以通过开启的断层渗入地下原生储层，使储层流体性质发生变化.
后期运动的较淡地层水通常容易进入孔渗性好、孔喉大的储层中，不仅使原来的油藏被淡水冲洗，部分原生水层也可能遭到同样的冲洗，从而导致岩性纯、分选好的块状砂岩储层中以淡水为主，而孔隙结构较差的储层则保留了成藏过程中的矿化度较高的地层水.
5.2 电成像测井计算地层水电阻率成像地层水电阻率的计算方法是利用成像测井资料识别井壁附近流体性质，提出计算成像资料的视地层水电阻率分布的方法 (Laastad et al., 2000；Naides and Paris, 2004；李虎等，2013).电成像测井资料是一种电性测井测量，对于给定的图像框，其能够计算出视地层水电阻率的分布.
5.2.1 基于成像的孔隙度谱求取在冲洗带，经典的Archie饱和度公式为
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通过变换得到：
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式中：Φ为地层孔隙度，%，a、b、m、n为Archie公式系数；Rxo为冲洗带电阻率，Ω·m；Rmf为泥浆滤液电阻率，Ω·m；Sxo为冲洗带含水饱和度，%.
分别引入常规浅侧向测井电阻率Rlls作为冲洗带Rxo，常规处理的有效孔隙度Φpige作为Φ，以及刻度后的成像电扣电阻率Rb作为Rxo，设其对应的地层孔隙度为Φb，代入式 (27) 可得：
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由此可直接将成像测井数据转换为孔隙度.进一步使用一定窗长和步长对孔隙度图像进行频率直方图统计，可形成孔隙度频率直方图阵列.分别以各深度点的孔隙度区间为横坐标，频率为纵坐标，即可在剖面上绘制孔隙度频谱，从而可直观地观察各深度段不同大小孔隙度的频率分布，如图 9所示.
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图 9 孔隙度分布定量计算原理 Figure 9 Porosity distribution quantitative calculation principle |
一般储层电性非均质贡献主要由填充于孔隙中的流体而非骨架，通常最能有效的揭示流体性质的测井资料是电阻率测井资料.原理上，经浅侧电阻率测井资料刻度后，利用阿尔奇公式，先将电成像图像转换为孔隙度图像.通过连续统计局部窗长内的孔隙分布，可确定出地层孔隙分布情况.一般油气储层具有双孔特点，如图 9所示，对于原生水层而言，孔隙度分布较集中，而油层受成岩因素影响，存在不同分布范围的孔隙度，通过频率直方图的统计并采取合适的值，可区分出原生孔隙和次生孔隙，确定原生孔隙度和次生孔隙度大小，进而对地层孔隙非均质性分析.
5.2.2 基于成像的视地层水电阻率谱求取基于成像孔隙度谱的计算结果，进一步结合阿尔奇公式，可以得到视地层水电阻率谱的计算公式为
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(30) |
式中：Φ为地层孔隙度，%，m为孔隙胶结系数；Rxo为冲洗带电阻率，Ω·m；Rwa为视地层水电阻率，Ω·m.
因此，对于成像测井的每个电极则有：
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(31) |
类似于孔隙度分布的计算，对于给定的图像框，可以计算出视地层水电阻率的分布，根据相应的计算方法，可以把图像电阻率数值转换为视地层水电阻率数值，在给定长度的窗口内，所有的像素点均可计算出一个视地层水电阻率值，对视地层水电阻率值的数值进行直方图频率统计，就生成频率分布曲线根据其分布，进而可以了解该窗口对应的地层中视地层水电阻率大小的分布情况，视地层水电阻率频率分布曲线与核磁共振测井T2谱类似，反映了储层视地层水电阻率大小的分布，可以用来识别流体性质，如图 10所示.对于水层而言，其电阻率测井数值相对于油层而言较低，所以在成像资料上其颜色较油层的要暗一些，在视地层水电阻率分布图上其主峰向左偏移，对于油气层而言，由于其视地层水电阻率值较大，所以其主峰值将偏向右边.研究表明，油气层的视地层水电阻率大且其分布范围较大，为较宽的多峰或单峰，水层的视地层水电阻率较小，其分布范围较小，为很窄的单峰，干层由于储层所含流体少，因此其视地层水电阻率较大.
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图 10 理论分析油气层和水层Rwa分布频谱图 (a) 水层Rwa分布示意图; (b) 油气层Rwa分布示意图. Figure 10 Theoretical analysis of oil and gas and aqueous layers Rwa spectrum distribution |
以F油田Z12、H1井所测MCI电成像为例，基于LEAD软件的电成像处理平台，结合以上储层视地层水电阻率谱理论认识，作出如下分析：图 11中，对于水层，在成像资料上其颜色较气层的要暗一些，在视地层水电阻率分布图上其主峰向小的方向偏移，且分布范围较窄，无尾部拖拽；图 12中，对于上部油气同层，视地层水电阻率主峰值向大的方向偏移，且频谱分布范围宽，对于油水同层，视地层水电阻率主峰值向大的方向偏移，其频谱分布范围较宽；图 12中对于差油层，视地层水电阻率主峰值向小的方向偏移，其频谱分布范围较宽，尾部拖拽较长.
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图 11 H1井水层的视地层水电阻率谱特征图 注：D为井深；qAPI为自然伽马；ρlld、ρlls分别为深、浅侧向电阻率；MCI为地层微电阻率扫描成像. Figure 11 Depending on formation water resistivity layer H1 well water spectrum feature map |
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图 12 Z12井油气同层/油层/油水同层/差油层/干层的视地层水电阻率谱特征图 注：D为井深；qAPI为自然伽马；ρlld、ρlls分别为深、浅侧向电阻率；MCI为地层微电阻率扫描成像. Figure 12 Depending on formation water resistivity layer with oil and gas wells Z12 / oil / water with layer / differential oil / dry layer spectral characteristics Figure |
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图 13 多参数地层水测井仪发射机总体架构框图 Figure 13 Multi-parameter of formation water logging tool transmitter block diagram of the overall architecture |
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图 14 接收机整体架构设计架构框图 Figure 14 The receiver block diagram of the overall architecture design architecture |
基于双电层理论和薄膜极化理论，1920年，法国地球物理学家康拉德·斯伦贝谢首先提出了将岩石激发极化效应应用于地质目的的思想.但目前国外在地层水电阻率测井仪器研制方面仍处于空白阶段.激发极化法在国内的应用是从20世纪50年代起步的，地矿系统曾利用激发极化法勘探地下金属矿藏并取得了显著成果.20世纪70年代开始，激发极化法应用到了国内石油测井中.大庆油田将激发极化电位测井应用到中低矿化度水的油层和被注入的淡水渐渐侵袭的水淹层评价上，配合其他测井资料，取得了良好的勘探效果.其他油田在20世纪80年代初也开始了实验研究，并提出了在地层水矿化度相对稳定的情况下，用自然电位值和人工电位值进行直角坐标交会来判断水淹层的可能性.
激电法仪器的发展不但受到激发极化效应理论的影响，还受到微电子技术发展的限制.自20世纪90年代以后，微型计算机的性价比普遍提高，基于微型计算机的激电仪与激电资料处理软件相结合使激电法的工作效率大大提高.江汉测井研究所于1994年初研制成功的新型激发极化电位测井仪，采用时域方法，用微型计算机控制激励时间，记录不同时间的极化电位和极化率，并在实验室岩心试验的基础上建立了该测井方法的响应方程，从而使它成为定量解释应用的测井方法.不过其仅仅是将电极系放在井下，而激励和测量系统均在地面，因此仪器的测量精度受到一定制约.
目前，国内提出并设计一种在一次下井过程中，能够测量多个参数的地层水电阻率测井仪系统 (刘晓楠，2012；张诚，2012；黄臻，2013).该仪器可获得地层电阻率、极化率和二次电位整条衰减曲线、极化率衰减常数、自然电位和流体电阻率测井参数，将极化率衰减曲线做快速傅立叶变换后，就可提供地层频率域的激发极化测井信息.将极化率和自然电位联立求解，求解可以得到地层水电阻率Rw和阳离子交换量Qv.
通过研究激发极化效应的产生机理，结合影响激发极化效应的有关因素，研制了基于激发极化测井工作原理的井下多参数地层水测井仪发射机系统.与接收机配合工作，通过测量激发极化电位、自然电位和极化率，可以了解地层水矿化度、地层水电阻率和阳离子交换量.其中，发射机分为5个主要的部分：激励控制模块、激励发射模块、激励开关模块、辅助测量模块和发射机电源系统.测井仪接收机系统主要完成井下待测信号的处理和测量 (刘晓楠等，2012)，完成测井时序以及相应的逻辑控制工作，完成数据的实时传输和控制命令的交互通讯.接收机系统整体架构设计如图所示.由图可知，接收机系统主要由数据采集部分、FPGA逻辑控制部分、DSP交互控制部分3个单元组成.采用DSP和FPGA结合的主从架构，设计实现了一次下井可以进行多个参数的测量.采用不同增益的多通道结构设计，实现了宽动态范围和高精度的测量.
7 总结 7.1在地层水特性分析的基础上，将地层水电阻率评价技术分为三种主要发展阶段：水样分析评价方法、常规测井评价方法、成像及核磁测井评价方法，总结和讨论不同测井评价地层水电阻率的方法原理，并阐述其应用过程中的优势和不足.国外对地层水电阻率测井仪器研制仍处于理论阶段，而国内目前研制的激发极化电位测井能够解决地层水电阻率及油田水其他特性参数，并在水淹层储层评价中具有较好的应用效果.
7.2水分析法是最直接求取地层水电阻率的方法，但是对于油田来说，不可能每口井进行水分析资料获取地层水矿化度，故具有一定局限性.在实验室中直接测定地层水样的电阻率，将实验室测定的电阻转转换到地层温度下的地层水电阻率的方法最接近真实的地层水电阻率，但是其要求专门的测定仪器，并不适宜推广.自然电位与地层水电阻率有很好的相关性，然而泥浆电阻率不论是用图版或公式都难以准确求得，因此使得求取的地层水电阻率有一定的误差.Archie公式是电法测井中重要的评价方法，启用范围广，方便快捷，但是针对水淹层有一定局限性.
7.3通过对沉积环境、成藏驱替环境及地层水活动情况的分析，提出受陆相非均质性因素影响，同一储层纵横向的地层水矿化度具有差异性，此差异性导致了地层水电阻率为连续频谱特征，进一步提出利用电成像计算视地层水电阻率谱用来描述储层地层水电阻率的新方法，基于电成像测井能够反映储层电性及含油性，结合阿尔奇公式得出基于电成像的视地层水电阻率谱计算方法，定性描述含不同流体的储层视地层水电阻率谱分布特征，并进行量化特征值提取，通过地层水电阻率谱形态及参数聚类较直观对研究区进行储层有效性及流体判别，具有一定的推广意义.
7.4地层水电阻率是表征地层流体所含离子导电特性，与沉积、成岩及构造发育、注水情况密切相关，因此，下一步有必要针对国内地层水矿化度及导电特性进行集成，形成独有的地层水数据大系统，能够详细分析我国水文地质概况，对油田、煤田、稀有金属矿藏等勘探开发有重要的指导意义.
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