标题：核子地球物理勘探
简介
利用中子、光子等基本粒子同介质原子核相互作用，以寻找矿产资源或解决某些地质问题。放射性勘探本应属于核子地球物理勘探的范畴，但它主要是测量地壳内的天然放射性强度。核子地球物理方法通常与所寻找的矿产资源有特定的关系，这种方法的特点是直接的，并且是短程的。这些方法通常用于钻孔（井）、坑道、海底、地表露头以及地球化学样品的分析工作中。较为普通的核子地球物理勘探方法有：[1] 
测井勘探方法
一般中子测井主要是指中子-γ测井和中子-中子测井。当中子源释放出的快中子同介质原子核发生碰撞时，它就会失掉自己的部分能量，减低速度并最后变成热中子。如果原子核的质量和中子质量相近，中子损失的能量就多。氢原子核同中子的质量基本相等，中子在含有大量氢的含水层和含油岩层里最容易受到减速，速度减慢了的热中子容易被岩石中的原子核所俘获，并伴随而释放出γ射线,这就是中子-γ测井。在油田地质勘探中，使用中子-γ测井方法,从测量到的γ射线的强弱就可以了解岩层中含氢量的多少，进而也就可以用它来划分多孔岩层和测定它们的孔隙度(图1)。若与其他孔隙度测井或岩芯分析进行对比,还可以鉴别气层，鉴定岩性。如果改用中子探测器代替γ射线探测器来记录中子强度的变化，这种方法就相应地称为中子-中子测井。在中子-中子测井中，按照所测量的中子的能量，还可以分为热中子测井和超热中子测井。近年来发展起来的井壁中子孔隙度测井，就是一种超热中子测井。
在煤田地质勘探中,由于碳是中子的良好减速剂,所以煤层在一般中子测井曲线上视孔隙度读数较高。 
中子寿命测井或称中子衰减时间测井。它是测量热中子被地层俘获所需时间与深度变化关系的一种测井方法。 
测井探管中的中子发生器（中子管）断续地释放出初始能量为14兆电子伏的脉冲中子束，快中子与井液和地层原子核发生连续碰撞而很快地被减速成热中子。从脉冲快中子变为热中子的瞬间起，到热中子大部分（约63.7％）被周围物质吸收时止，热中子所经过的这段平均时间就称作热中子寿命。不同岩性的地层和不同的孔隙液体，对中子的吸收不一样，中子的寿命也就不一样，因此，可以利用它来区分油水层，划分油、气、水界面。 
中子γ能谱测井包括快中子非弹性散射γ能谱测井、中子俘获γ能谱测井和中子活化 γ能谱测井。这3种γ射线之间有一定的时间延迟，因而有可能从时间上将这3种不同作用过程所产生的γ射线区分开来（图2）。在油气田地质勘探工作中，主要采用快中子非弹性散射γ能谱测井。这种能谱测井的特点之一，在于它能够比较直接地测量地层的岩性和油气的含量。当中子管所释放出的初始能量为14兆电子伏的脉冲中子束射入地层时，立即发生非弹性散射。在受激核跃迁到基态时,伴随而释放出γ射线,这就是快中子非弹性散射γ射线。由于碳和氧的快中子非弹性散射所产生的次生 γ射线的能量差别较大(对碳、氧而言，次生γ射线的相应能量分别为4.43和6.13兆电子伏),测量中容易把它们分开，所以碳、氧的快中子非弹性散射γ峰之比值可以作为判别地层含油、水量的指标（见表）。同样地，对于俘获γ射线来说，可以根据岩层中的氢俘获γ射线的强弱来判别地层中含油水量的大小。 中子活化测井主要是把地质样品放在反应堆、加速器或其他中子源所提供的中子束中进行照射、活化而产生放射性同位素,根据放射性同位素的半衰期,和它所释放出的γ射线能量和强度，鉴定出所测定的元素及其含量。这种分析技术的主要优点是：①灵敏度高，热中子活化分析对80多种元素的分析灵敏度达到 10-6～10-11克，少数元素达到10-13或10-14克；②分析速度快，精度高；③多元素同时分析；④非破坏性分析；⑤不易污染和不受试剂空白的影响；⑥可以对化学性质非常接近的元素进行分析。 　　中子活化测井就是中子活化分析技术在测井中的应用。目前主要应用于寻找铜、镍矿体并确定其含量。海底中子活化测量主要用于普查海底锰结核矿(图3)。 瞬发裂变中子测量基本原理是测量235U热中子裂变时所释放的瞬发中子群（图4）。瞬发裂变中子数占裂变中子总数的99.3%左右,而缓发裂变中子数只占0.7%左右。岩层不含铀时，在脉冲中子束照射结束之后约150微秒,源中子慢化而成的超热中子群将完全消失（图5）；相反，岩层含铀时,在150～2500微秒的时间范围内,将会出现瞬发裂变中子因慢化而成的超热中子群，所增高的超热中子群幅度正比于岩层中的铀含量。这种正比关系正是瞬发裂变中子测量直接找铀的依据。此法主要用于铀矿测井。 缓发裂变中子测量基本原理是铀的天然同位素238U和235U在快中子（En>1兆电子伏）和热中子作用下,分别产生快中子裂变和热中子裂变，部分裂变产物会产生缓发中子辐射(图4),其半衰期等于先驱元素β蜕变的半衰期。缓发裂变中子测量，主要用于放射性平衡严重破坏且没有明显变化规律的铀矿区。其主要缺点是:①钍的干扰;②测量灵敏度较低（大致为瞬发裂变中子测量的1/5～1/6）；③当采用初始能量为14兆电子伏的脉冲中子源时，由于氧的缓发中子本底干扰，灵敏阈受到一定限制。 　　缓发裂变中子测量的另一个用途是测量区域化探样品（河湖底沉积样和水样）的铀含量值。其主要缺点是，其计数值更强烈地依赖于岩层中的吸收元素含量和钻孔条件，即受钻孔和地层环境诸参数的影响更为严重。 　　光中子测量 　岩石和矿石中的某些元素可以与γ射线发生光核反应，释放出光中子。测量光中子强度可为寻找某些矿产资源，提供信息并可确定相应的含量。光中子测量经常被用于铍矿的地面普查。 　　γ-γ密度测量 测量沿着井身或炮孔中的散射γ射线强度，可为研究岩石密度提供资料。γ射线与原子中的电子发生相互碰撞时，部分能量就传给电子，并改变其原来行进的方向，称为γ射线的康普顿散射（图6）。康普顿效应的吸  图6收系数为： 式中Z为原子序数;A为原子量;N 为阿伏伽德罗常数；σe为每个电子的康普顿散射截面；δ为介质的密度。对于大多数造岩元素来说，Z/A近似地为0.5。入射γ射线的能量在 0.25～2.50兆电子伏范围内时，σe的变化不大，因此吸收系数μ仅与介质的密度δ有关。利用这个关系，就可以根据γ-γ测量结果来研究岩石密度,并进而研究岩石的其他物理参数。 　　煤层的密度比岩石的密度小,γ-γ测井曲线在煤层处显示出较强的异常，从而可容易地划分煤层。这种方法还可以用来划分新老地层界面，确定破碎带；通过曲线对比解决地层层位和地质构造等问题。为了减小井液和孔径的影响，并获得较精确的岩石真实密度值，已采用双源距井壁地层密度测井法。 
此外，在坑道或其他山地工程中，把γ射线源和γ探测器分置于不同的炮孔中,可利用γ-γ测量来确定岩石和矿石的密度。 
选择性γ-γ测量γ射线的能量小于0.5兆电子伏时，它和岩石中重元素的作用主要是光电吸收（γ射线的全部能量都传给电子）。光电吸收系数τ近似地与元素原子序的四次方成正比（如图7）  图7。 式中λ为入射γ射线的波长。因此，可根据光电吸收的情况来研究钻孔或坑壁剖面中重金属矿物的富集。选择性γ-γ测量主要用于：①在铅、钨、汞等矿床上,分辨0.2～0.3％或含量更高的矿带；②在锑、铜矿床上，分辨0.6～1％或含量更高的矿带；③在煤田地区，研究煤层的灰分。 
X射线荧光测量岩石中的铀或其他重金属元素的原子在X射线照射下，由于光电吸收作用,原子被激发并从内层电子壳层（K、L、M、…）中释放出电子。处于激发态的原子内部随即发生电子跃迁，并伴随而释放出具有特征波长的荧光。测量次级荧光的强度就可以确定岩石中的铀或其他重金属元素的含量。 
X射线荧光测量通常在坑道或钻孔中进行,相应的测量仪器原理见图7。采用不同能量的低能γ射线源和不同的能量过滤层，利用波长色散的 X射线荧光取样仪或测井仪可以用于寻找铀、铅、铁、钨、锰等20多种重金属元素矿物，并确定它们在岩石中的含量。为了减小坑壁凹凸不平的影响，采用了双源距测量的方法。在岩体出露地区,X射线荧光测量也可用于地面普查。这种测量方法的主要缺点是有效探测深度较浅，一般只有3厘米左右。 γ射线共振测量锡、锑、铁等33种元素可以对一定能量的γ射线产生共振吸收现象(或称穆斯堡尔效应)。测量穆斯堡尔效应产生的次生γ射线强度，就可以确定岩石中某些金属矿物的含量。目前，这种方法主要用于寻找锡矿（地面普查和坑道取样测量）。 
核磁测井基本原理是利用造岩元素中各种原子核的核磁共振效应。在稳定的外磁场中，具有磁矩μ和动量矩P的原子核上,作用着一个使磁矩平行于外磁场方向的力偶，原子核将象陀螺一样环绕这个场的方向以频率ω0而进动，ω0与外磁场强度H0成正比： 
ω0=γpH0,ω0 
称为拉莫尔频率（核磁共振频率），γp=μ/P称为原子核的回磁比。 
在石油和金属矿钻孔中可能遇到的主要造岩元素中，氢在地磁场中具有最大的回磁比和最高的核磁共振频率。根据含氢物质的回磁比，天然含量和赋存状态，氢是最容易在钻孔条件下进行研究的元素。因此，包含在某种流体（水、油或天然气）中的氢原子核是核磁测井的研究对象。 
核磁测井能够直接划分储集层，并确定它们的自由流体指数（即流体的体积百分数），进而确定地下可采的石油储量。核磁测井还能确定地层的有效孔隙度、地层流体类型（油、气、水）和含量、地层水电阻率和岩性等多种重要参数。核磁测井是迄今为止唯一能够直接获取地层渗透率参数的测井方法