核磁共振實驗裝置示意圖

① 核磁共振找水儀的基本結構與工作原理

（一）核磁共振找水儀的結構

吉林大學自主研製的JLMRS型地下水探測儀原理框圖如圖6－5－1所示，主要由發射系統、接收系統兩部分組成。發射系統的作用是向地下發射大功率正弦交變脈沖產生激發磁場，激發地下水中氫質子，使之產生核磁共振現象；接收系統的作用是對MRS信號進行調理和檢測。發射系統包括：直流電瓶、高壓瞬態電源、發射裝置及控制部分、配諧電容、高壓繼電器；接收系統包括：發射電流採集、MRS信號採集、放大器、微處理器等；發射和接收採用同一線圈。高壓繼電器是切換發/收狀態的開關。在發射狀態時，繼電器斷開，將信號接收裝置與大功率發射部分隔離，即此時高壓瞬態電源、發射控制裝置、配諧電容、二極體模塊、電流感測器、發射電流採集等模塊工作，通過線圈將大電流發射出去，以激發地下水。發射完畢後轉入接收狀態，繼電器吸合，使接收迴路接通線圈，信號通過放大器和MRS信號採集模塊，獲取MRS的FID（衰減正弦波包絡）信號，並實時傳送給PC控制系統，完成對數據的處理和顯示。

圖6－5－1 JLMRS型核磁共振地下水探測儀系統原理框圖

（二）核磁共振找水儀的工作原理

利用核磁共振方法探測地下含水層模型加圖6－5－2所示。野外實際工作時.利用發射單元往鋪設在地面上的回線中通以頻率等於拉莫爾頻率的交變電流，使地下含水層中的氫質子產生核磁共振現象。然後切斷電流，用同一回線作接收天線測量MRS信號。這一過程在野外一般被重復幾十到幾百次，以記錄MRS信號並進行平均以提高信噪比。由發射電流強度、測得信號的幅度和衰減時間常數經過反演後即可得到含水層深度、厚度、含水率等信息。核磁共振測試數據特徵參數與水文地質參數對比結果見表6－5－1。

圖6－5－2 地面MRS找水方法原理示意圖

表6－5－1 MRS找水系統實測參數和對應的地質解釋

野外試驗歸納出的平均衰減時間T*₂與含水地層的岩性之間有一定的近似關系，見表6－5－2。可以看出，平均衰減時間越長，含水層的孔隙也就越大。平均衰減時間與含水層顆粒大小的關系是間接的。對於具有同一大小的球狀顆粒的沉積岩層來說弛豫時間直接與顆粒大小以及孔隙大小有關；而對於不同顆粒大小的混合物來說，平均衰減時間與顆粒大小之間的關系比較復雜。

表6－5－2 實測平均衰減時間與含水地層岩性的近似關系

核磁共振地下水探測儀的工作過程是：大電流發射、能量釋放、切換和採集。大電流發射即發射瞬時大電流，激發地下水產生核磁共振現象的過程；能量釋放即釋放發射時存儲在發射天線和配諧電容中的能量；切換是利用切換開關將天線由發射迴路切換到接收迴路。

通過PC機向發射控制模塊MCU設置發射參數，包括激發時長、激發頻率、能釋時長、切換時長、採集時長。發射控制MCU根據所設置的激發頻率，通過控制時序產生激發基準信號，其餘各參數均以該基準頻率為標准獲得；控制時序依次產生發射橋路所需的發射控制時序、繼電器吸合同步、電流採集同步、信號採集同步等控制信號。

在核磁共振地下水探測方法中，需要測量MRS信號的平均弛豫時間 和縱向弛豫時間T₁。其工作模式有兩種： 測量模式和T₁測量模式。測量原理如圖6－5－3所示。

圖6－5－3 與T₁測量原理

測量模式的探測過程為：首先將高壓瞬態電源充電至所需發射電壓，採集雜訊，發射系統發射頻率與當地拉莫爾頻率相等的正弦脈沖。由於技術上的限制，儀器在野外實際工作時，在發射和接收之間需要30～40ms的間歇時間。發射電流產生激發場，經過繼電器吸合的間歇時間後，切換開關切換至接收系統，採集MRS信號，傳送給PC機。PC機經過濾除雜訊處理後，與上一次測量數據相疊加平均，實時顯示，並計算出信號的初始振幅（E₀）和平均衰減時間 循環此過程，直到獲得滿意的信號為止。循環次數也稱為疊加次數。因此在接收天線上實際測試信號的初始振幅是激發脈沖終止後到測量開始時刻的自由感應衰減信號。若要得到脈沖終止瞬間的信號振幅，可對FID衰減曲線進行零時外延處理。

每個脈沖矩（發射電流幅度與持續時間之積）對應一條核磁共振信號隨時間按指數規律變化的衰減曲線，由此曲線可以求出該激發脈沖矩探測深度內含水層的平均衰減時間 計算公式為：

地球物理找水方法技術與儀器

式中：E_m、T_m分別為某個激發脈沖矩q_i分別對應的信號的振幅值、信號衰減時間（m＝1，2，…，M）。t＝0時刻的FID信號的初始振幅可以用下式計算：

地球物理找水方法技術與儀器

T₁測量模式的探測過程：首先將高壓瞬態電源充電至所需發射電壓，採集雜訊，發射正弦脈沖，產生激發場，經過繼電器吸合的間歇時間後，切換開關至接收系統，採集一次MRS信號。高壓瞬態電源在不充電的情況下，發射系統繼續發射正弦脈沖，再經過間歇時間後切換開關至接收系統採集第二次MRS信號，傳送給PC機，PC機經過雜訊濾除處理後，與上一次測量數據相疊加，實時顯示，並計算出兩次採集信號的初始振幅E₀₁和E₀₂，循環此過程直到獲得滿意的信號為止。計算T₁表達式如下：

地球物理找水方法技術與儀器

式中：Δt為兩個脈沖之間的時間間隔。

為實現儀器兩種測量模式，採用循環測量方法，如圖6－5－4所示。在 和T₁測量模式中都要先測量一次雜訊；在測量雜訊時，採用測量信號的時序測量雜訊，但發射不是真正的發射，只是佔用發射時間，而沒有發射電流，稱為偽發射。在測量 時，將測量時序循環兩次，在測量T₁時，將採集時序循環三次，就完成了該儀器的多模式測量。

圖6－5－4 多模式測量過程

② 核磁共振測井物理基礎與實驗

（一）原子核磁矩

1.帶電體的磁矩

我們知道，帶電物體做閉合運動時具有磁矩（圖5-38（a）），其定義為式中：i為電流，A；S為閉合面積，m²；n為電流方向成右手法則的面積單位矢量。

圖5-38 微觀粒子的磁矩

地球物理測井

可以證明，帶正電荷q、以速度v做圓周運動的帶電粒子體系（圖5-38）的磁矩為

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上式中，P_L=r×mv為粒子的角動量。粒子的磁矩與角動量成正比，且方向一致。

具有磁矩的體系置於磁場B中，它將受到力矩L的作用：

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並且具有熱能E：

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上兩式說明，當M與B方向一致時，體系熱能最低，最為穩定；當兩者反平行時，熱能最高，為非穩態平衡。

2.原子核的磁矩

原子核是帶有Z個正電荷的帶電粒子，且具有一定的自旋角動量。因此，原子核具有磁矩（圖5-38（b）），原子核磁矩的表達式一般寫為

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式中，ħ=h/2π=1.0546×10 J·s，h稱普朗克常數；m_p=1.6726×10 kg為質子質量；P_I為以ħ為單位的核自旋角動量；系數g_I稱為核迴旋磁比率，簡稱G因子。

核的磁矩是原子核的重要屬性之一。例如，對氫核（質子）g_p=5.586（≠2）；對中子（電荷為0）g_n=-3.826（≠0）。

式（5-11）也可寫為

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其中

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稱旋磁比。對H核γ=2.67519×10⁸（rad·T^-1·s^-1）。

3.氫核磁矩

原子核的磁矩可以通過核磁共振方法測量。實驗發現，對偶A核（A是原子核質量數），角動量量子數為整數，其中偶-偶核（中子數N、電荷數Z都是偶數）I=0；奇A核，I為半整數。因此，對偶-偶核，其磁矩為零。

構成地表元素的核素，偶-偶核佔有最大的含量；而對其他核，氫核的含量最多，它的信息最大。除此之外，還有以下諸原因：①氫元素是地下流體最顯著的標識元素；②氫核的g因子（或旋磁比γ）在所有核素中為最大，理論表明對樣品測量的靈敏度正比於γ^5/2；③可以通過共振除去其他核的影響。

（二）核磁共振實驗和核磁共振現象

1.核磁共振現象

對核磁共振現象存在著兩種理論解釋方法：量子力學和經典電動力學。由於經典力學直觀形象，可以解釋大多數實驗現象，工程應用中一般採用經典力學方法。

核磁共振現象，從微觀機理講是具有簡並量子狀態的粒子在磁場作用下簡並度被解除的效應（Zeeman效應）。具有磁導率μ_I的核置於磁場B₀中，將獲得附加的能量：

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式中：μ_I，Z是在B₀（Z）方向的投影。

由量子力學可知，μ_I，Z有I+1個值，E也有I+1個值：

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磁量子數m=I，…，-I。當m=I時，能量最低。例如，對H核，I=1/2，其能級分裂為兩條，如圖5-39所示。相鄰能級差（Δm=1）：

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圖5-39 在磁場B₀中H核的能級分裂

如果在垂直於均勻磁場B₀方向上再加一個強度較弱的高頻磁場B₁，其頻率滿足

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即

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原子核會吸收高頻磁場的能量，從而使核的取向發生變化，實現由較低能級向相鄰較高能級的躍遷。在這里，ω₀稱為共振頻率或躍遷頻率，它也是具有固有自旋角動量P_I的體系繞外加磁場B₀做高速旋轉的拉莫爾進動頻率。

2.核磁共振實驗

核磁共振實驗裝置有連續波工作法（CW）和脈沖-傅里葉法（PF）。前者直接測量共振頻率；後者測量樣品吸收外部能量後發出的時域譜，再經過傅里葉變換轉化為頻譜。目前大都採用後一種工作方式。NMR工作方式原理如圖5-40所示。

首先考慮NMR信號的數量級。①為克服電子對核的屏蔽作用，外加均勻磁場B₀需足夠強，約1 T（1 T=10⁴ Gs）。當B₀=1.4 T時，由式（518），其共振頻率MHz。它在無線電波譜段，核磁共振是低能量電磁波（無線電波）與物質相互作用的一種物理現象。②理論表明，受到磁化的粒子數服從玻爾茲曼分布：

圖5-40 核磁共振簡示圖

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k=1.38054×10^-23J·K^-1為玻爾茲曼常數。在熱平衡時，基態核素N₀∝e^（-E/kT）。

第一激發態核數N₁∝e^（-E，所以：

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當T=300 K及B₀=1 T時，ΔN≈7×10^-6 N₀。這是一個非常小的量，NMR信號正比於ΔN。

由圖5-40樣品置於強均勻磁場B₀中，使樣品磁化，把射頻場B₁（ω）以一個短而強的脈沖加到樣品上（B₁⊥B₀），射頻脈沖期間的射頻頻率滿足核磁共振條件：ω=γB₀，樣品會吸收高頻磁場的能量而實現能級躍遷（吸能過程）。脈沖過後，樣品會釋放在高能級的能量（放能過程），在感應線圈上會產生一個「自由感應衰減」信號（FID），它是時間域函數。一般要求射頻脈沖門成直角，且脈沖寬度τ很小。

在實驗室條件下，通過傅里葉變換，得到樣品頻譜和縱向弛豫時間T₁等多種物理參數；而在測井中或其他工程中一般只測橫向弛豫時間T₂。

利用NMR還可實現樣品內部成像，即核磁共振成像（NMRI）技術。其基本原理由式（5-18）知，共振頻率與外加磁場成正比。設置磁場為空間變數B₀（x，y，z），則樣品的共振頻率為ω₀（x，y，z）=γB₀（x，y，z），也是空間向量。激發不同頻率，對應不同空間點信號，利用計算機相應存儲器存儲，即完成「空間編碼」，重現成像。

（三）核磁共振宏觀描述——布洛赫方程

核磁共振的宏觀理論基於核磁共振現象的發現者布洛赫（Bloch）。該理論從磁化強度矢量M出發，是工程中最常用的理論。

磁化強度M定義為單位體積內所有磁矩的矢量和：

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其SI單位為A·m^-1。在沒有加外磁場時，由於電子的屏蔽作用，單個核磁矩隨機取向，〈μ_I〉=0，宏觀上觀察不到核的磁特性（5-41a）。當外加一靜磁場B₀時，情況發生了變化，原子核被磁化，排列有序，產生磁化現象（圖5-41b）。顯然，M的取向與外加磁場B₀的方向一致。

圖5-41 磁場中原子

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式中：κ為核磁化率。由統計力學可求：

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式中：N為單位體積自旋核數。

以平均磁矩〈μ〉表示磁化強度M的大小

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它正比於N，是工程中所關注的量。

布洛赫方程是描述磁化強度與磁場相互作用的微分方程。基於宏觀電磁理論，在NMR中具有非常重要的意義。其向量形式：

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式中：M=（M_x，M_y，M_z）^T為磁化強度矢量。當只有均勻磁場B₀時，M=M₀；B=（B_x，B_y，B_z）^T為外加磁強強度；R=（1/T₂，1/T₁）為3×3階弛豫矩對角方陣。

嚴格求解布洛赫方程是一項困難的工作，只能通過一些假定對問題進行簡化。

1.當脈沖發射時

在其作用時間t_p內，弛豫時間T可忽略不計；在X方向施加射頻磁場：B_x=2B₁cosωt，布洛赫方程為

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上式仍需進一步化簡：①分解線偏振2B₁cosωt為兩個相對反相旋轉的圓偏振，且只考慮激發共振的一個圓偏振場；②實驗室坐標系（L系）變換為以射頻場頻率ω繞Z軸旋轉的旋轉坐標系（R系）求解。在R系中，只有B₁作用，交變數消除，而γB₀=ω₀變為有效角頻率（ω₀-ω）。布洛赫方程化為

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當達到共振時，ω₀-ω=0，由此得：

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由此得到，共振時，磁化強度M以ω₀繞Z軸進動。在旋轉坐標系中，它以ω₁=γB₁的角頻率在YZ平面上轉動，稱為章動（ω₁也稱Rabi頻率）。在脈沖作用時間t_p內，M與Z軸之間形成一個夾角，這個夾角稱為脈沖偏轉角，用θ表示。M的運動可比喻為在重力作用下旋轉的陀螺（圖5-42）。在NMR中，通常說90°脈沖即指把M從Z方面扳轉到XY平面時所對應的時間。

2.脈沖作用過後

此時可以檢測由樣品發出的NMR信號，需考慮弛豫時間，布洛赫方程化為

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當扳轉角θ₀=90°時，上式解為

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此結果表明，M一方面在XY平面繞Z軸以拉莫爾頻率高速旋轉（稱旋進），並以T₂呈指數衰減；同時又以速率1/T₁回復到Z軸的初時值。圖5-43表示了M的縱向和橫向分量衰減示意圖。在XY平面會接受到M進動產生的感應電流信號，即自由感應衰減信號（FID）。

圖5-42 磁化強度M的「陀螺」運動

圖5-43 M的弛豫恢復過程

自由感應衰減信號的弛豫時間是由於分子熱運動以非輻射方式釋放能量的過程而產生，它分為縱向弛豫和橫向弛豫。縱向弛豫時間T₁稱自旋轉-晶格弛豫，它指M在恢復Z方向的磁化強度時，將自身的能量通過熱能傳遞給周圍環境；橫向弛豫時間T₂也稱自旋-自旋弛豫，它的能量交換是在體系內部進行的。測井中，受鑽井空間和長線傳輸等實際問題的限制，測量的是橫向弛豫時間T₂。

（四）物質的弛豫特性

存在三種影響T₁或T₂弛豫時間的NMR弛豫機理：即顆粒表面弛豫、梯度場中分子擴散引起的弛豫和體積流體進動引起的弛豫。

1.顆粒表面弛豫

流體分子在孔隙空間內不停地運動和擴散，在NMR測量期間擴散使分子有充分機會與顆粒表面碰撞。每次碰撞都提供了自旋弛豫的機會。當分子碰到顆粒表面，可能發生兩種現象。首先，氫質子將核自旋能源傳遞給顆粒表面，使之與靜磁場B₀重新線性排列（這對縱向弛豫T₁有貢獻）。其次，氫質子可能產生不可逆的反相自旋，而對橫向弛豫T₂有貢獻。這些現象不是每次碰撞都發生，僅有發生的一種可能性。如圖5-44（a）示出在孔隙中兩個分子的運動路徑，有一個自旋被弛豫前發生了幾次碰撞。研究人員指出，在大部分岩石中，顆粒表面弛豫對T₁和T₂的影響最大。

在弛豫質子自旋方面，不是所有面都具有相同能力。順磁離子如鐵、錳、鎳和鉻等為特別有效的弛豫物質，只要它們存在就能夠控制弛豫速度。砂岩通常含1%的鐵，這使流體質子有效預見弛豫。碳酸鹽岩的流體弛豫速率低於砂岩。在弛豫孔隙水方面，砂岩比碳酸鹽岩的有效率高三倍。

在表面弛豫中，孔隙大小也起了重要作用。弛豫速度與質子碰撞表面的頻率有關，也就與表面體積比（S/V）有關，見圖5-44。在大孔隙中，碰撞發生次數少，其S/V小，因此弛豫時間相對長。同樣，小孔隙的S/V大，弛豫時間短。

圖5-44 顆粒表面弛豫

對於單個孔隙，核自旋激勵按指數衰減。在T₂實驗中，作為時間的函數，信號幅度隨特性時間常數［ρ₂S/V］^-1衰減，於是：

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同樣

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實驗研究表明，表面弛豫機制與溫度和壓力無關。岩石中流體弛豫主要為顆粒表面弛豫，弛豫時間比（T₁/T₂）在1至2.5之間，通常為1.6。

岩石包括一系列不同尺寸的孔隙，每個孔隙具有自己的S/V。因而會有多個弛豫組分，總激勵為來自不同孔隙信號之和，所以實測的T₂不是一個單值，而是T₂分布函數。所有孔隙體積之和等於岩石的流體體積——孔隙度。總信號正比於孔隙度，總衰減為反映孔隙尺寸分布的單個衰減之和。孔隙度和孔隙尺寸分布的測量是NMR解釋的重要參數。

2.擴散弛豫

在梯度場中分子擴散造成的弛豫為擴散弛豫。

當靜磁場中存在梯度時，分子運動能造成失相，導致T₂弛豫。T₁弛豫不受影響。當不存在梯度場時，分子擴散不會造成NMR弛豫。

圖5-45中，開始CPMG脈沖序列，在90°脈沖期間一個分子位於A點。被扳倒到橫向平面上之後，自旋開始以頻率ω₀（A）進動，ω₀（A）為局域進動頻率。但是，當它擴散時遇到緩慢變化的B₀，其進動頻率慢慢改變。在T_E時它到達C點，此時發生自旋迴波。如果點A和B間其進動快於點B和C，在T_E時其相位不能完全恢復。同時，其他分子沿其他方向運動，每個分子都有自己的進動過程。因此，T_E時的自旋重聚不完全。因為子運動是隨機的，失相不可改變，故構成真T₂。由此擴散產生的T₂表示如下：

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圖5-45 在梯度磁場中的分子擴散

NMR測井儀能產生明顯的磁場梯度。例如，MRIL-C型儀器在整個采樣區域內可產生近17×10^-4 T/cm的均勻梯度場。CMR儀的梯度場在采樣區域內是變化的，梯度為20×10^-4 T/cm時儀器對擴散響應達峰值。

造成磁場梯度的另一個原因是顆粒物質與孔隙流體間的磁化率不同。岩石通常含1%的順磁離子，顆粒磁化率典型值為χ_g=+10^-5 cgs/cm³。水和油為弱抗磁物，水的磁化率為χ_w=-0.72×10^-6 cgs/cm³。岩石中靜磁場B₀的范圍是：

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其中Δχ=χ_g-χ_w為磁化率差；ΔB₀為靜磁場梯度。若B₀=500×10^-4 T，對典型的充滿流體岩石，ΔB₀為0.005T/cm。內部磁場梯度也與磁場變化的距離R有關：

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R明顯受控於孔隙幾何形狀，由於對孔隙幾何形狀知之甚少，所以很難估算內部梯度。岩石復雜的微觀幾何形狀也對擴散本身有影響。故對於岩石，式（5-33）變得復雜但仍以不完全了解的方式變化。

CMPG法是已知的減小梯度場擴散影響的最好脈沖序列。使CPMG回波間隔達到極小可減小擴散對T₂弛豫的影響，使之到可忽略程度。對於間隔較近的脈沖，T₂主要為表面弛豫或體積弛豫。當採用大回波間隔，或者當擴散系數很高如氣體或高溫下的水和輕烴，擴散影響十分顯著。

3.體積弛豫

即使顆粒表面和內磁場梯度不存在，在體積流體中也會發生弛豫。

對於水和烴，體積流體中的弛豫主要是鄰近自旋隨機運動產生的局部磁場波動造成的。

相鄰原子核的局域磁場相當強，但快速的分子運動（多數為分子旋轉）使該影響趨於平衡。通常，體積弛豫可以忽略。當一種流體被阻止進入與固體表面接觸，體積弛豫就十分重要了。在水濕潤性岩石中，水的弛豫主要是與顆粒表面碰撞造成的，因孔隙中心的小滴油或氣則無法接近岩石表面，因此僅被體積弛豫。當水存在於很大孔隙中時，僅有少量水可接觸表面（如碳酸鹽岩中的孔洞），此時體積弛豫明顯。

對於粘滯流體，即使它們構成濕潤相，其體積弛豫也十分重要。在這種流體中，旋轉是無效的，弛豫時間相對短。短的弛豫時間和擴散到顆粒表面能力的減弱使體積弛豫變得顯著。所以，提高流體黏度縮短了體積弛豫時間。

當孔隙流體含有高密度順磁離子氯、錳、鐵、鎳時，孔隙流體的體積弛豫也十分明顯。例如，木質磺鹽酸鉻泥漿濾液中的鉻離子減少了弛豫時間，因為電子自旋周圍的局域場太強。

懸浮液中的細微粒子（在整個泥漿侵入帶中都存在）也減少了流體體積弛豫時間，因為存在大量的流體分子可遇到的「懸浮」固體表面。

體積弛豫僅是一種流體特徵，不受它所駐留地層的特性（如礦物或微觀或幾何形狀）的影響。通常它受溫度影響較大。在水濕潤岩石中的油、孔洞中的水和溶液中存在大量順磁離子如鐵、鉻或錳的情況下，這一點十分重要。當體積弛豫明顯時，T₁=T₂。

4.弛豫過程小節

上述的弛豫過程並行作用，也就是說，它們的速率相加。對於橫向弛豫：

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式中：為體積貢獻；為表面貢獻；為梯度場擴散貢獻。

對於縱向弛豫，相應的等式為

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注意擴散對T₁無影響，因為該過程僅是一個失相機制。

（五）水、油、氣弛豫特徵

1.水的弛豫特徵

在水潤濕的碎屑岩中，水的弛豫時間為顆粒表面的弛豫所控制。弛豫速度與充滿水的孔隙空間的比面和顆粒礦物成分有關。在下列環境下，水的弛豫時間受控於體積和擴散弛豫，僅知地層溫度即可預測其值。這些環境是：①孔洞孔隙，孔隙比面很小；②嚴重油濕岩石；③含有高濃度順磁離子如鐵、鉻的原生水或濾液。

為了評估擴散弛豫的重要性，必須知道水的擴散系數D。D基本上與壓力無關，但受溫度影響較大，如圖5-46a所示。

對於不受固體表面弛豫影響的水而言，NMR弛豫速度為

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在體液中（也就是沒有擴散限制），由式（5-33）得出。在岩石中，特別是細粒岩石，顆粒是擴散的明顯屏障，有效擴散系數小於D，這使1/T_2D接近1/T_2B。另一方面，大於已知儀器梯度的內部梯度使1/T_2D增加。在缺乏更好資料情況下，使用純流體D值和儀器G值可估算1/T₂的合理近似值。假定儀器磁場梯度為20×10^-4 T/cm，體積水擴散，T₂曲線示於圖4-46b。T₁也示於此圖，因T₁既與擴散系數無關也與磁場梯度無關，故它總為標准值。用其他儀器梯度值和回波間隔通過式（5-33）重新計算的T₂曲線與圖中曲線相似。

圖5-46a 水的擴散系數與溫度的關系

圖5-46b 水的體積弛豫和擴散弛豫

泥漿濾液含有增加體積弛豫速度的順磁離子，特別是木質磺酸含鐵或鉻時在這方面有特別的效果。圖5-47a和圖5-47b為幾十年前收集數據的再版。現代泥漿的數據仍未見報道。注意到高溫一般減弱泥漿濾液中增加物的影響。

在某些情況下，故意在泥漿中加入順磁錳離子以減小水基泥漿的 T₂。如果錳濃度足夠高，水相的T₂減小至儀器死時間之下，所有的水信號將消失。因為在烴中錳不會衰弱，它們的弛豫時間不受影響，所以NMR孔隙度中僅剩下油或氣的信號。該技術已成功用於估算殘余油飽和度。類似地，孔洞地層中加入中等數量的錳能減小孔洞中水的 T₁，這使得能用短的等待時間估算總孔隙度，從而提高了測井速度。

圖5-47a T₁與加入鑽井泥漿中的稀釋劑的關系

圖5-47b 作為不同鑽井增加劑的函數T₁與溫度關系

通常，錳必須用乙烯二胺四乙酸鹽（EDTA）處理以阻止它與粘土礦物發生離子交換。當井未穿過泥質地層時，可用相對不太貴的氯化錳替代。錳溶液的弛豫特性示於圖5-48a和圖5-48b。當預測錳減小水相T₂時，記錄泥漿濾液被NMR儀探測域內原生水稀釋程度，這一點十分重要。

圖5-48a 錳溶液的弛豫特徵

圖5-48b Mn-EDTA弛豫特性與溫度的關系

2.油的弛豫特徵

在水潤濕岩中，油的NMR弛豫時間不受地層特性的影響，僅為油組分和地層溫度的函數。這大大簡化了測井解釋的任務，人們可以有部分把握地預測油信號在T₂弛豫時間分布上出現的位置。

預測油的NMR特性的第一步是確定井下油的黏度。已知黏度後，根據圖5-49確定T₁和T₂。T₂曲線假定儀器梯度為20×10^-4 T/cm。如果儀器磁場梯度低於此值，T₂曲線向T₁曲線移近。較高的儀器梯度或高的內部梯度增加了曲線間的距離（根據式5-33）。

圖5-49 原油弛豫時間、體積弛豫和擴散弛豫

在預測原油 T₂時，一定要記住原油不是單一的弛豫時間，而具有一定弛豫時間分布。圖5-50 示出了幾種原油的T₂分布，是在均勻磁場中（G=0）作為體積液體測量的。與具有窄T₂分布的成品油對比，原油的T₂分布跨度大，原因是原油為不同類型烴的混合物。典型的分布由一個源於最具流動性氫核的較長T₂峰和一個來自運動受限制氫核的較短弛豫時間的尾組成。定量確定烴量需要將原油T₂分布與觀測到總的T₂分布重疊，在一個尺寸變化大的孔隙系統中，總T₂分布包括水的寬弛豫時間分布。

圖5-50 體積樣品的T₂分布

在許多油基鑽井泥漿（OBM）中，基質油為用一個窄沸點范圍蒸餾得到的精製烴。這使OBM濾液的T₂分布窄。

3.氣體弛豫特徵

甲烷的T₁為其成分、溫度和壓力的函數，如圖5-51所示。弛豫為體積弛豫，但不同於液體的自旋-自旋弛豫，像甲烷一樣的簡單氣體主要弛豫為自旋-軌道相互作用所致。

圖5-51 甲烷氣的T₁與溫度和壓力的關系

圖5-52 甲烷擴散系數

氣體T₂完全受控於擴散弛豫，所以T₁和T₂彼此無關。甲烷的擴散系數很高，如圖5-52所示，將其結果代入等式（5-33），得出圖5-53所示的甲烷T₂值，圖中假設儀器梯度為20×10 ^-4T/cm。

在靜態條件下，氣體很少作為連續相存在。在中等水飽和狀態下，水阻塞孔隙喉道，氣體作為孤立的氣泡存在於孔隙中間。因氣的擴散系數很高，在梯度場中擴散影響可被消除。如果在T_E期間，一個氣體分子在氣泡上來回移動，擴散弛豫變為無效，T₂接近T₁。對於尺寸小於5 μm的氣泡，氣體T₂很長，且與T_E無關。

4.結論

圖5-53 未限制擴散的甲烷T₂

對於在潤濕岩石中的水，常常以表面弛豫機制為主。當在泥漿濾液中含鐵、錳、鉻、鎳或其他順磁離子時，必須作體積弛豫校正。孔洞中的水以體積速率弛豫，受擴散弛豫影響。同樣，水濕潤岩中的油也以體積速度弛豫，受擴散影響，氣體的T₁受控於體積弛豫，而T₂受控於擴散弛豫（表5-2）。

表5-2 弛豫機制

（六）固體的弛豫特性

NMR測井儀地層中氫核有響應。部分骨架組分，特別是粘土和含結晶水的礦物如石膏富含氫。

雖然固體中的氫核影響中子測井，但他們對NMR測井無影響，原因是固體中氫核的弛豫速率很慢，使之不被井下測井儀檢測。通常，T₁很長，約幾十秒或幾百秒，使之不被移動測井儀極化。此外，其T₂值很短，約為10 μs，所以來自固體中的信號因在接收死時間內而被丟失（所有NMR測井儀的死時間約為幾百毫秒）。因此，NMR儀器對骨架影響極不敏感，是核磁共振測井的重要優越性之一；測量結果不受岩性影響，從而使核磁測井資料解釋大大簡化。

③ 核磁共振實驗

1．原子核的自旋
核磁共振主要是由原子核的自旋運動引起的。不同的原子核，自旋運動的情況不同，它們可以用核的自旋量子數I來表示。自旋量子數與原子的質量數和原子序數之間存在一定的關系，大致分為三種情況，見表8-1。
I為零的原子核可以看作是一種非自旋的球體，I為1/2的原子核可以看作是一種電荷分布均勻的自旋球體，1H，13C，15N，19F，31P的I均為1/2，它們的原子核皆為電荷分布均勻的自旋球體。I大於1/2的原子核可以看作是一種電荷分布不均勻的自旋橢圓體。
2．核磁共振現象
原子核是帶正電荷的粒子，不能自旋的核沒有磁矩，能自旋的核有循環的電流，會產生磁場，形成磁矩(μ)。
式中，P是角動量，γ是磁旋比，它是自旋核的磁矩和角動量之間的比值，
當自旋核處於磁場強度為H0的外磁場中時，除自旋外，還會繞H0運動，這種運動情況與陀螺的運動情況十分相象，稱為進動，見圖8-1。自旋核進動的角速度ω0與外磁場強度H0成正比，比例常數即為磁旋比γ。式中v0是進動頻率。
微觀磁矩在外磁場中的取向是量子化的，自旋量子數為I的原子核在外磁場作用下只可能有2I+1個取向，每一個取向都可以用一個自旋磁量子數m來表示，m與I之間的關系是：
m=I，I-1，I-2…-I
原子核的每一種取向都代表了核在該磁場中的一種能量狀態，其能量可以從下式求出：
向排列的核能量較低，逆向排列的核能量較高。它們之間的能量差為△E。一個核要從低能態躍遷到高能態，必須吸收△E的能量。讓處於外磁場中的自旋核接受一定頻率的電磁波輻射，當輻射的能量恰好等於自旋核兩種不同取向的能量差時，處於低能態的自旋核吸收電磁輻射能躍遷到高能態。這種現象稱為核磁共振，簡稱NMR。
目前研究得最多的是1H的核磁共振，13C的核磁共振近年也有較大的發展。1H的核磁共振稱為質磁共振（Proton Magnetic Resonance），簡稱PMR，也表示為1H-NMR。13C核磁共振（Carbon-13 Nuclear Magnetic Resonance）簡稱CMR，也表示為13C-NMR。
3.1H的核磁共振 飽和與弛豫
1H的自旋量子數是I=1/2，所以自旋磁量子數m=±1/2，即氫原子核在外磁場中應有兩種取向。見圖8-2。1H的兩種取向代表了兩種不同的能級，
因此1H發生核磁共振的條件是必須使電磁波的輻射頻率等於1H的進動頻率，即符合下式。
核吸收的輻射能大？
式（8-6）說明，要使v射=v0，可以採用兩種方法。一種是固定磁場強度H0，逐漸改變電磁波的輻射頻率v射，進行掃描，當v射與H0匹配時，發生核磁共振。另一種方法是固定輻射波的輻射頻率v射，然後從低場到高場，逐漸改變磁場強度H0，當H0與v射匹配時，也會發生核磁共振。這種方法稱為掃場。一般儀器都採用掃場的方法。
在外磁場的作用下，1H傾向於與外磁場取順向的排列，所以處於低能態的核數目比處於高能態的核數目多，但由於兩個能級之間能差很小，前者比後者只佔微弱的優勢。1H-NMR的訊號正是依靠這些微弱過剩的低能態核吸收射頻電磁波的輻射能躍遷到高能級而產生的。如高能態核無法返回到低能態，那末隨著躍遷的不斷進行，這種微弱的優勢將進一步減弱直至消失，此時處於低能態的1H核數目與處於高能態1H核數目相等，與此同步，PMR的訊號也會逐漸減弱直至最後消失。上述這種現象稱為飽和。
1H核可以通過非輻射的方式從高能態轉變為低能態，這種過程稱為弛豫，因此，在正常測試情況下不會出現飽和現象。弛豫的方式有兩種，處於高能態的核通過交替磁場將能量轉移給周圍的分子，即體系往環境釋放能量，本身返回低能態，這個過程稱為自旋晶格弛豫。其速率用1/T2表示，T2稱為自旋晶格弛豫時間。自旋晶格弛豫降低了磁性核的總體能量，又稱為縱向弛豫。兩個處在一定距離內，進動頻率相同、進動取向不同的核互相作用，交換能量，改變進動方向的過程稱為自旋-自旋弛豫。其速率用1/T2表示，T2稱為自旋-自旋弛豫時間。自旋-自旋弛豫未降低磁性核的總體能量，又稱為橫向弛豫。
4.13C的核磁共振 豐度和靈敏度
天然豐富的12C的I為零，沒有核磁共振信號。13C的I為1/2，有核磁共振信號。通常說的碳譜就是13C核磁共振譜。由於13C與1H的自旋量子數相同，所以13C的核磁共振原理與1H相同。
將數目相等的碳原子和氫原子放在外磁場強度、溫度都相同的同一核磁共振儀中測定，碳的核磁共振信號只有氫的1/6000，這說明不同原子核在同一磁場中被檢出的靈敏度差別很大。13C的天然豐度只有12C的1.108％。由於被檢靈敏度小，豐度又低，因此檢測13C比檢測1H在技術上有更多的困難。表8-2是幾個自旋量子數為1/2的原子核的天然豐度。
5.核磁共振儀
目前使用的核磁共振儀有連續波（CN）及脈沖傅里葉（PFT）變換兩種形式。連續波核磁共振儀主要由磁鐵、射頻發射器、檢測器和放大器、記錄儀等組成（見圖8-5）。磁鐵用來產生磁場，主要有三種：永久磁鐵，磁場強度14000G，頻率60MHz；電磁鐵，磁場強度23500G，頻率100MHz；超導磁鐵，頻率可達200MHz以上，最高可達500～600MHz。頻率大的儀器，解析度好、靈敏度高、圖譜簡單易於分析。磁鐵上備有掃描線圈，用它來保證磁鐵產生的磁場均勻，並能在一個較窄的范圍內連續精確變化。射頻發射器用來產生固定頻率的電磁輻射波。檢測器和放大器用來檢測和放大共振信號。記錄儀將共振信號繪製成共振圖譜。
70年代中期出現了脈沖傅里葉核磁共振儀，它的出現使13C核磁共振的研究得以迅速開展。
氫 譜
氫的核磁共振譜提供了三類極其有用的信息：化學位移、偶合常數、積分曲線。應用這些信息，可以推測質子在碳胳上的位置。