地球物理测井在多年冻土厚度和地下冰调查中的应用

蒋观利， 吴青柏

中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土工程国家重点实验室， 兰州 730000



地球物理测井在多年冻土厚度和地下冰调查中的应用

蒋观利， 吴青柏

中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土工程国家重点实验室， 兰州 730000

基于青藏高原多年冻土区三个钻孔的地球物理测井数据和钻孔编录资料，我们对多年冻土厚度和多年冻土层内地下冰与地球物理测井数据之间的关系进行了相关的分析研究.研究表明，当地层为土壤类型时，可以使用井径和侧向测井曲线来判断多年冻土层厚度；而当地层为致密的基岩时，不能使用上述两种测井曲线来判断多年冻土层厚度.此外，还可以使用长源距伽马-伽马曲线和侧向测井曲线来识别多年冻土层内部分地下冰层的位置，其前提条件是地下冰层具有一定的厚度，或即使厚度较薄，但连续出现.这一研究结果对于利用地球物理测井曲线来调查多年冻土情况具有一定的应用价值.

地球物理测井； 多年冻土； 多年冻土厚度； 地下冰

1 引言

多年冻土是冰冻圈的重要组成部分，对气候变化的响应非常敏感，因此多年冻土变化也被认为是全球气候变化的一个指示器 (Cheng and Wu, 2007).北半球多年冻土分布面积大约是22.79×106km2，大约占陆地面积的 23.9% (Zhang et al., 2008)；青藏高原多年冻土区总面积大约为1.50×106km2，是我国面积最大的多年冻土分布区(周幼吾等，2000).在全球变暖的趋势下，青藏高原多年冻土的相应变化对于生态环境、水文水资源和工程建设等将会产生重要的影响.因此，多年冻土条件调查是多年冻土研究的一项重要内容.

长期以来，冻土物探技术在开展多年冻土条件的调查研究中被广泛使用，目前应用前景较好的冻土物探技术有高密度电阻率成像法和探地雷达.为了解冻胀丘地下冰和内部结构，Ross等(2007)使用高密度电阻率成像法对挪威斯瓦尔巴德群岛地区的冻胀丘进行了调查；You等(2013)使用高密度电阻率成像法对青藏高原多年冻土厚度以及多年冻土层结构进行了调查；Lewkowicz等(2011)和Fortier等(2008)也采用高密度电阻率成像法等混合方法对多年冻土层进行了研究.Pan等(2014)使用探地雷达，辅助以地形测绘和钻孔技术来研究了水文过程对青藏高原热融湖塘的影响；杜二计等(2009)和胡俊等(2012)也使用探地雷达，对多处多年冻土的上限深度进行了识别.这些研究表明高密度电阻率成像法和探地雷达能够探测多年冻土区不同地貌状况内部的结构和相关情况，是了解多年冻土条件的有效物探手段.然而，虽然这两种冻土物探方法能以相对较低的成本，快速地对较大面积的多年冻土区进行研究，并判断地下冰的分布情况，但这些冻土物探方法结果的准确性，还是需要依据钻孔结果来进行比对验证.

地球物理测井是地球物理学科的重要分支，它以地层内各种不同实体的物性差异为基础，通过相应的测井方法来反映地质剖面.常见的地球物理测井方法包括电阻率测井、声学测井以及放射性测井等.从1928年Schlumberger兄弟使用电阻率方法进行测井以来，地球物理测井作为一种重要手段，在石油、天然气和各种矿产资源的勘探与开发领域被广泛应用(Timur and Toksöz, 1985; Ellis and Singer, 2007).随着科学的进步，测井技术的发展使得研究人员可以利用各种测井技术对井下的情况进行分辨和解释，并且其应用也不再仅仅局限于油气和矿产领域.袁林旺等(2000)使用测井自然伽马曲线，对古气候进行反演，分析了自然伽马曲线记录的末次间冰期以来的环境变迁过程，证明了自然伽马曲线较好地记录了构造运动及气候变化的影响.Herbert和Mayer(1991)认为自然伽马曲线是研究古环境和古气候的重要参考资料，并认为降水较多的年份具有较高的自然伽马曲线值.在多年冻土区天然气水合物Mallik 2002钻探计划中，科学家们利用地球物理测井资料，对钻孔进行了相当详细的研究，明确了钻孔内的相关情况，判断了天然气水合物层的存在位置(Collett and Lee, 2005; Takayama et al., 2005; Guerin et al., 2005).

一般来说，多年冻土厚度和地下冰分布的相关信息，主要是通过钻探来获得的；但由于钻井过程的热扰动较大，有时会导致难以很好地判断多年冻土和地下冰的分布特征.然而地球物理测井却有可能成为一个研究多年冻土厚度和地下冰分布的重要手段.因此，本文试图结合地球物理测井相关数据和钻孔岩芯编录数据，来探讨地球物理测井对多年冻土厚度和地下冰分布情况的响应关系.

2 钻探和测井场地概况

2.1 钻孔及测井

为了研究青藏高原多年冻土天然气水合物，我们在青藏高原多年冻土区北麓河和昆仑山分别开展了深度为150 m、300 m和450 m深孔钻探工作，钻孔位置如图1所示.钻孔结束后，我们对每个钻孔都开展了测井工作.测井深度从孔深5m处开始，测井内容包括侧向测井、长短源距伽马-伽马、自然伽马、声波测井、密度测井和井径等.

2.2 多年冻土及岩芯情况

3个钻孔的成孔深度分别是300 m(2010年)、150 m(2012年)和450 m(2013年).根据所取得的资料显示，这3个钻孔所在的位置，其多年冻土厚度分别是110.2 m(2010年)、47.5 m(2012年)和82.15 m(2013年)；3个钻孔都穿透了多年冻土层.钻孔岩芯显示地层主要以粘土、砂土、碎石土、砂岩和页岩为主.具体的钻孔信息如表1所示，3个钻孔的岩芯示意图，如图2所示.

表1 钻孔相关信息Table 1 Drilling sites information

图1 钻孔位置示意图Fig.1 Drilling sites location

图2 各钻孔岩性柱状图Fig.2 Core lithology and sedimentary

3 多年冻土厚度的地球物理测井响应

在对比各种测井曲线之后(图3显示了2010年钻孔的各种测井曲线)，我们发现，井径和侧向测井曲线在钻孔编录记录中的多年冻土底板(大约为110 m)附近有较明显的差异，因此我们选择这两种曲线来进行分析.

图4a是2010年钻孔的两组测井数据对比图.从图4a中可以看到，井径曲线的特征明显地分成为2个部分：从10 m到110 m左右，井径在一个较大的尺寸范围内变化，幅度为260～82.58 mm，平均孔径约为207 mm；从110 m到290 m，井径变化较小，幅度为82.58～69.29 mm，平均约为76 mm.图4a中还显示，侧向测井曲线的变化也与井径曲线的变化类似，都是以110 m左右为分界，110 m以上电阻率波动较为剧烈，幅度为317～75 Ωm，平均约为122 Ωm，110 m以下则相对变化较小，幅度为75～8 Ωm，平均约为35 Ωm.作为两组测井数据数值分界点的110 m，与钻探编录判断的多年冻土底板深度基本一致.

图4b是2012年钻孔的两组测井数据对比图.2012年的情况与2010年类似，其井径和侧向测井曲线根据变化幅度的不同，仍然大致可以以30 m左右为界分成两部分：30 m以上，变化幅度相对较大，30 m以下，变化幅度相对较小.但与2010年钻孔不同的是，2012年钻孔的井径和电阻率曲线反映的分界点特征值与钻探编录判断的多年冻土底板深度(47.5 m)有较大的差异，二者相差约17.5 m.

4 地下冰的地球物理测井响应

为了便于与数字化的测井曲线进行比较，我们根据不同的标准将地下冰进行了数字化，数字化的规则如表2所示.根据这一规则，我们将地层中地下冰厚度进行数字化后，与侧向测井和长源距伽马-伽马测井曲线进行比较，如图5—7所示.

图3 2010年钻孔各种测井曲线对比图Fig.3 Geophysical logging curves of 2010

图4 2010年和2012年钻孔井径与侧向测井曲线情况对比图Fig.4 Comparision of lateral resistivity and caliper of 2010 and 2012

图5 2010年钻孔地下冰与测井曲线对比图Fig.5 Underground ice compared with logging curves of 2010

图6 2012年钻孔地下冰与测井曲线对比图Fig.6 Underground ice compared with logging curves of 2012

图7 2013年钻孔地下冰与测井曲线对比图Fig.7 Underground ice compared with logging curves of 2013

图8 2010年和2012年钻孔测井曲线与测温曲线(红线)对比图Fig.8 Comparsion of soil temperature (red line) and logging curves

表2 地下冰数字化规则Table 2 Underground ice digitalization rule

从图5—7中可以看到，多年冻土层中的地下冰，在侧向测井和长源距伽马-伽马曲线中都有较好的指示，但有些深度的地下冰层似乎响应并不显著.

5 讨论

5.1 多年冻土厚度与测井曲线的关系

为了验证井径和侧向测井曲线是否可以反映多年冻土厚度，本文使用钻孔测温曲线来进行比对，如图8所示.图8a显示，冻土测温曲线显示的多年冻土底板深度正好与井径和侧向测井曲线的分界点深度重合；这说明采用井径和侧向测井曲线来判断多年冻土厚度是可行且准确的.

然而，图8b显示钻孔测温曲线指示的多年冻土底板深度为47.5 m，但依据井径和侧向测井曲线获得多年冻土底板深度仅为30 m，产生了明显的误差.钻孔编录记录表明，该钻孔0～20 m为第四系松散沉积物，主要为粘土和砂土等，20 m深度附近开始出现泥岩夹杂少量砂岩的强风化层；30 m以后，岩性基本为连续泥岩和砂岩，仅夹较薄的几层粘土和砂土.

对于粘土和砂土一类的土壤来说，处于冻结状态和非冻结状态，其物理性质是有明显的差异的.当地层处于冻结状态时，钻进过程对钻孔周围的冻土层产生强烈热扰动，使钻孔周围一定范围内的冻结粘土融化，融化后的土体在短时间内具有了较大的含水量，变得较软，其物理性质极大地不同于未受到扰动的冻结土体，极易引起钻孔塌孔，从而引起井径大幅度增加.而在非冻土层中，非冻结粘土在钻探热扰动前后较稳定的含水量和泥浆护壁不会引起钻孔塌孔，孔径大小基本保持在一个较小的范围内.因此，土壤在冻结和非冻结状态下的差异，使得井径在冻土层内较大，而在非冻土层内较小，从而使得其井径曲线在多年冻土底板附近有极为明显的变化，也就是图8a中显示的情况.

对于侧向测井曲线来说，冻结与非冻结也会使得相同的地层产生不同特征的曲线.主要原因是因为多年冻土中含有冰，且冰的电阻率一般为500 kΩm(Makogon, 1988)，而天然水的电阻率一般不超过10 Ωm(林祖彬等，2010；李霞等，2014；刘江等，2007).因此，冻结的土壤，其电阻率是远大于处于非冻结状态的土壤的，这必将使得以真实电阻率为基础的视电阻率值(侧向测井值)产生差异，如图8a所示.

对于泥岩和砂岩来说，冻结或非冻结状态下其物理性质差异不大.尽管钻探过程中的热扰动对冻结的泥岩或砂岩会有影响，导致冻结基岩融化，但因为基岩本身力学性质较为稳定，因而其井径变化较小.对于侧向测井来说，因为基岩本身致密而含水率较小，使得其在冻结和非冻结状态下的电阻率差异较小；因此对于基岩来说，井径和侧向测井曲线无论在冻土层或是非冻土层中，其变化都不大，并不能很准确地指示多年冻土厚度.

5.2 多年冻土层内地下冰层与测井曲线的关系

侧向测井曲线反映的是土层中的电阻率情况.冰的电阻率一般为500 kΩm(Makogon, 1988)左右，因此，含有冰或冰层多年冻土电阻率较大.侧向测井对多年冻土层中的冰透镜体或冰层具有较好的响应.长源距伽马-伽马曲线数值代表井下伽马源发出的伽马射线被地层吸收后的计数率(CPS)，密度大的地层，对伽马射线吸收强烈，故计数率低；反之，密度小的地层则计数率高.粘土的平均密度为1.8～2.0 g·cm-3，冰的密度一般为1 g·cm-3左右，因此，含有冰层的地层密度，相对来说要小于不含有冰层的地层密度.

从编录记录来看，与测井曲线对应较好的多年冻土层中地下冰层有两种特征：一种是冰层厚度相对较大，另一种是冰层厚度相对较小但连续出现.这两种特征的冰层，使得其在采样间隔为5 cm的测井过程中，能较好地被探测到；因此，含有这两种特征的冰层所在的地层，其上述两种测井曲线都与冰层具有较好的相关性.在有些地层中，侧向测井曲线和长源距伽马-伽马曲线都有较好的相关性，指示了该层位处应该有冰层的存在.但在辨识岩芯时，并没有发现冰层的存在.这种情况很可能是因为此处的冰层，属于厚度不大，但连续出现的类型.钻探过程热扰动，导致了这些较小厚度的冰层融化，通过肉眼已经无法辨识.

我们认为，侧向测井曲线和长短源距伽马-伽马曲线这两种测井曲线，在测井采样率为5 cm的情况下，可以定性化指示冻土层内明显的、厚度相对较大的冰层，或厚度较小但连续出现的冰层的存在，但分散的，厚度相对较小的冰层，则并不能通过这两种测井曲线来准确反映.

6 结论

(1) 由于冰层在电阻率和密度上与地层有明显的差异，因此使用侧向测井曲线和长源距伽马-伽马曲线这两种分别反映电阻率和密度的测井曲线来识别地层中冰层的位置，在理论上来说是可行的.

(2) 对于粘土质地层，因为其力学性质和电阻率性质，在冻结和非冻结状态下有明显的差异，使得其井径和侧向测井曲线在多年冻土底界上下有明显的区别.而对于泥岩和砂岩类型的岩石来说，其力学性质和电阻率性质在冻结和非冻结状态下差异很小，因此在多年冻土底界上下，其井径和侧向测井曲线没有明显区别.基于此，我们认为，对于地层为粘土类等在冻结和非冻结状态下有明显力学性质和电阻率性质差异的地层，可以使用井径和侧向测井这两种测井曲线来判断多年冻土层底界位置.

(3) 在测井采样率为5 cm的情况下，使用侧向测井曲线和长源距伽马-伽马曲线可以识别地层中相对较厚的冰层，也可以识别连续出现的相对较薄的冰层；但对于相对较薄、且零散出现的冰层，是无法有效识别的.

Cheng G D, Wu T H. 2007. Responses of permafrost to climate change and their environmental significance, Qinghai-Tibet Plateau.JournalofGeophysicalResearch:EarthSurface(2003—2012), 112(F2), doi: 10.1029/2006JF000631.

Collett T S, Lee M W. 2005. Electrical-resistivity well-log analysis of gas hydrate saturations in the JAPEX/JNOC/GSC et al. Mallik 5L-38 gas hydrate production research well. Geological Survey of Canada, Bulletin no. 585.

Du E J, Zhao L, Li R. 2009. The application of ground penetrating radar to permafrost investigation in Qilian Mountains.JournalofGlaciologyandGeocryology(in Chinese), 31(2): 364-371.

Ellis D V, Singer J M. 2007. Well Logging for Earth Scientists. Netherlands:Springer Science & Business Media.

Fortier R, LeBlanc A M, Allard M, et al. 2008. Internal structure and conditions of permafrost mounds at Umiujaq in Nunavik, Canada, inferred from field investigation and electrical resistivity tomography.CanadianJournalofEarthSciences, 45(3):367-387, doi: 10.1139/E08-004.

Guerin G, Goldberg D, Collett T S. 2005. Sonic attenuation in the JAPEX/JNOC/GSC et al. Mallik 5L-38 gas hydrate production research well. Geological Surveyof Canada, Bulletin no. 585.

Herbert T D, Mayer L A. 1991. Long climatic time series from sediment physical property measurements.JournalofSedimentaryResearch, 61(7): 1089-1108.

Hu J, Yu Q H, YouY H, et al. 2012.The study and application of the ground penetration radar to the forward modeling of permafrost area.GeophysicalandGeochemicalExploration(in Chinese), 36(3): 457-461.

Lewkowicz A G, Etzelmüller B, Smith S L. 2011.Characteristics of discontinuous permafrost based on ground temperature measurements and electrical resistivity tomography, southern Yukon, Canada.PermafrostandPeriglacialProcesses, 22(4): 320-342, doi: 10.1002/ppp.703.

Li X, Tan C Q, He X, et al. 2014.Calculation methods optimization of formation water resistivity and practical application.PetrochemicalIndustryApplication(in Chinese), 33(1): 85-88.

Lin Z B, Zeng J, Wang H L, et al. 2010.Correlation of formation water resistivity and buried depth in Junggar Basin.XinjiangPetroleumGeology(in Chinese), 31(1): 58-60.

Liu J, Wang A Y, Yu H J. 2007.Discussion of the formation water resistivity in a water-flooded zone.WorldWellLoggingTechnology(in Chinese), 22(6): 40-43.

Makogon Y F. 1988. Natural gas hydrates: the state of study in the USSR and perspectives for its use.∥ Third Chemical Congress of North America.Toronto, Canada,5-10.

Pan X C, You Y H, Roth K, et al. 2014. Mapping permafrost features that influence the hydrological processes of a Thermokarst Lake on the Qinghai-Tibet Plateau, China.PermafrostandPeriglacialProcesses, 25(1):60-68, doi: 10.1002/ppp.1797.

Ross N, Brabham P J, Harris C, et al. 2007. Internal structure of open system pingos, Adventdalen, Svalbard: the use of resistivity tomography to assess ground-ice conditions.JournalofEnvironmental&EngineeringGeophysics, 12(1): 113-126, doi: 10.2113/JEEG12.1.113. Takayama T, Nishi M, Uchida T, et al. 2005. Gas hydrate saturation analysis using density and nuclear magnetic-resonance logs from the JAPEX/JNOC/GSC et al. Mallik 5L-38 gas hydrate production research well. Geological Survey of Canada, Bulletin no. 585.

Timur A, Toksöz M N. 1985. Downhole geophysical logging.AnnualReviewofEarthandPlanetarySciences, 13(1):315-344, doi: 10.1146/annurev.ea.13.050185.001531.

You Y H, Yu Q H, Pan X C, et al. 2013.Application of electrical resistivity tomography in investigating depth of permafrost base and permafrost structure in Tibetan Plateau.ColdRegionsScienceandTechnology, 87:19-26, doi: 10.1016/j.coldregions.2012.11.004. Yuan L W, Chen Y, Zhou C L, et al. 2000.Correlation of environmental and climatic change between Qaidam Basin Gamma Ray logging curve and Guliya ice core δ18O record since the Last Interglacial Cycle.JournalofGlaciologyandGeocryology(in Chinese), 24(4): 327-332. Zhang T, Barry R G, Knowles K, et al. 2008. Statistics and characteristics of permafrost and ground-ice distribution in the Northern Hemisphere.PolarGeography, 31(1-2):47-68, doi: 10.1080/10889370802175895.

Zhou Y W, Guo D X, Qiu G Q, et al. 2000. Geocryology in China (in Chinese).Beijing: Science Press.

附中文参考文献

杜二计, 赵林, 李韧. 2009. 探地雷达在祁连山多年冻土调查中的应用. 冰川冻土, 31(2): 364-371.

胡俊, 俞祁浩, 游艳辉等. 2012. 探地雷达在多年冻土区正演模型研究及应用. 物探化探, 36(3): 457-461.

李霞, 谭成仟, 何璇等. 2014. 地层水电阻率的计算方法优选及实际应用. 石油化工应用, 33(1): 85-88.

林祖彬, 曾军, 王洪亮等. 2010. 准噶尔盆地地层水电阻率与埋深的关系. 新疆石油地质, 31(1): 58-60.

刘江, 汪爱云, 于海江. 2007. 关于水淹层地层水电阻率的探讨. 国外测井技术, 22(6): 40-43.

袁林旺, 陈晔, 周春林等. 2000. 柴达木盆地自然伽玛曲线与古里雅冰芯记录的末次间冰期以来气候环境变化过程的对比. 冰川冻土, 22(4): 327-332.

周幼吾, 郭东信, 邱国庆等. 2000. 中国冻土. 北京: 科学出版社.

(本文编辑 胡素芳)

Application of geophysical logging in the surveys of permafrost thickness and underground ice

JIANG Guan-Li， WU Qing-Bai

StateKeyLaboratoryofFrozenSoilEngineering,ColdandAridRegionsEnvironmentalandEngineeringResearchInstitute,ChineseAcademyofSciences,Lanzhou730000,China

Based on geophysical borehole logging data and catalog information of the three boreholes in permafrost regions of the Qinghai-Tibet Plateau, the relations between geophysical logging data and permafrost thickness as well as the distribution of underground ice were analyzed. The result shows that in soils, the caliper data and lateral resistivity data can be used to find the permafrost thickness; but in rocks, the abovementioned methods are not effective. In addition, the gamma-gamma data and the lateral resistivity data can be used to distinguish the distribution of the underground ice if the underground ice has a certain thickness or is thin but closely spaced. The research may have application values to using geophysical logging for the survey of permafrost.

Permafrost; Geophysical logging; Permafrost thickness; Underground ice

10.6038/cjg20160930.

中国科学院西部行动计划(KZCX2-XB3-03)和国家自然科学基金(41330634,41001038)资助.

蒋观利，男，1978年出生，2009年毕业于中国科学院寒区旱区环境与工程研究所，主要从事多年冻土区环境及天然气水合物研究. E-mail：atos@lzb.ac.cn

10.6038/cjg20160930

P631

2016-01-21，2016-04-25收修定稿

蒋观利， 吴青柏. 2016. 地球物理测井在多年冻土厚度和地下冰调查中的应用. 地球物理学报，59(9):3482-3490,

Jiang G L， Wu Q B. 2016. Application of geophysical logging in the surveys of permafrost thickness and underground ice.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(9):3482-3490,doi:10.6038/cjg20160930.