第8章 中子测量方法
中子物理
中子物理讲义（研究生讲座教材）兰州大学物理学院王学智目录绪言第一章Q方程及其应用§1 核反应和反应道§2 Q方程的推导§3 反应阈能和临界能量§4 Q方程的应用§5 L系和C系的出射角转换第二章中子源物理§1 中子产生§2 同位素中子源§3 加速器中子源§4 常用加速器中子源§5 反应堆中子源第三章中子与物质的相互作用§1 基本物理量§2 核反应机制§3 中子与物质相互作用的物理过程第四章中子测量技术§1 长中子计数器§2 伴随粒子法§3 望远镜§4 裂变室§5 活化探测器第五章中子剂量测量方法§1 基本概念§2 中子雷姆仪§3 （n，γ）混合场的吸收剂量测量第六章中子能谱测量§1 反冲质子法§2 特种核乳胶法§3 阈能探测器法§4 中子TOF谱仪§5 聚变中子测温第七章辐射防护问题§1 γ的屏蔽§2 中子屏蔽第八章宏观中子物理§1 中子减速和热化§2 中子在物质中的空间分布§3 多组理论绪言1932年英国人Chachwick 发现中子，这是20世纪物理学发展中的重大事件，它与人工放射性、带电粒子加速技术并列为30年代的原子核研究的三个里程碑。
中子应用于研究物质结构的各门学科中，不仅引起核物理研究的质的飞跃，而且因建立原子核有质子与中子通过强相互作用构成的量子多体体系的认识以及对介子场理论研究和实验研究的深入，并促进粒子物理学发展。
中子应用促进了一系列交叉学科的发展。
核裂变现象不仅为核物理开辟了一个重要分支领域，而且进一步促进核物理－化学的紧密结合－核化学分支。
中子作为改造自然界的工具，在工业、技术、材料、资源等方面的应用，对社会发展、经济增长产生极为广泛的影响。
地球物理测#(第三章)中子测井
中子测井的优缺点分析
优点
能够测量地层的孔隙度、含油饱 和度等参数，不受地层水矿化度 影响，测量精度较高。
缺点
对地层岩性敏感度较低，不适用 于所有地层，且对放射性同位素 源依赖较大。
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中子测井的实际应用
油气勘探中的中子测井
确定地层孔隙度
中子测井通过测量地层中热中子的衰 减程度，可以推算出地层的孔隙度， 进而评估油气储量。
智能化和自动化
利用人工智能和机器学习技术，实现中子测井数据的自动解释和异常 检测。
中子测井与其他地球物理方法的结合
与电阻率测井结合
利用中子测井和电阻率测井的互补性，提高对地层性质的识别精 度。
与地震勘探结合
将中子测井与地震勘探数据相结合，提高对地下构造和油气藏的探 测精度。
与磁力勘探结合
利用中子测井与磁力勘探的联合测量，实现对地层和油气藏的全方 位探测。
中子源的选择与使用
放射性同位素源
常用的有镅-241和铯-137等，具有稳定、安全、 寿命长的特点，但需定期更换。
加速器源
能够产生高能中子，适用于深井和复杂地层，但 设备成本和维护成本较高。
混合源
结合同位素源和加速器源的特点，具有较好的综 合性能。
中子探测器的设计与选择
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探测器材料
常用有锗、硅等半导体材 料，要求具有高灵敏度、 低噪音和稳定性。
识别油气层
确定地层岩性
中子测井通过测量地层中热中子的速 度和扩散系数，可以推断地层的岩性 和矿物组成，进而评估油气勘探的潜 力。
中子测井能够检测到地层中的油气层， 通过测量地层中氢的含量和分布，判 断油气层的存在和分布情况。
煤田勘探中的中子测井
第八章吸光光度法
仪器分析
分离：色谱技术和毛细 管电泳 定性或定量：利用物质 原子、分子、离子等的 特性， 如光吸收和发射 、电导、电位、质荷比 、荧光 结构、形态、状态分析 及表征
定量分析
化学分析
容量分析
c 标 准 V标 准 c 待 测 V待 测 a b
M待测 重量分析 m称量 w待测 M称量 ms
仪器分析
S k c a （a可为任意数值）
S k lgc a
常量组分，准确度高
微量、痕量组分，准确 度较化学法差，而且不 同方法之间差别较大
仪器分析方法的分类
光学分析法
电化学分析法 色谱分析法（分离分析方法） 热分析法 其它分析方法（质谱法、中子活化分析等）
联用技术
光学分析法
分光光度计
基本部件
光源 单色器 吸收池 检测系统
稳压电源
棱镜 光栅
紫外：氘灯
可见：碘钨灯 紫外可见：氙灯
吸光度具有加合性，即体系总的吸光度等于各组份吸光 度之和（设各吸光物质之间没有互相作用）。
A总=A1+A2+……..An = ε 1bc1+ ε 2bc2+……. ε nbcn
在吸光度的测量中，有时也用透光率或透光度表示物质对光 的吸收程度。透光率以T表示: T=I/I0 , 则吸光度与透光率之 间的关系为A=lgI0/I=lg1/T 。 2、偏离朗伯-比耳定律的原因 根据朗伯-比耳定律，当吸收池厚度保持不变，以吸光度 对浓度作图时，应得到一条通过坐标原点的直线，该直线称 为标准曲线或工作曲线。在相同条件下测得试液的吸光度， 从工作曲线上就可以查得试液的浓度。但在实际工作中，常 常遇到偏离线性关系的现象，特别是在溶液浓度较高时，常 会出现标准曲线向上或向下弯曲产生正偏离或负偏离（p241, 图9-4）。
第8章-密度测井和岩性密度测井
第八章 密度测井和岩性密度测井此两种测井方法是由伽马源向地层发射伽马射线，经与地层介质相互作用后，再由伽马探测器接收（即为伽马-伽马测井），地层不同，探测器记录的读数不同，从而被用来研究地层性质。
§1 密度测井、岩性密度测井的地质物理基础一、岩石的体积密度b ρ（即真密度）： VG b =ρ （单位体积岩石的质量）对含水纯岩石： φρφρρρρφ⋅+-=⋅+⋅=+=f ma f ma ma fma b V V V VG G )1( 单位：（g/cm 3）其中：V V V ma =+φ（1）组成岩石的骨架矿物不同，ρma 不同，如石英为2.65，方解石为2.71，白云石为2.87，对于相同孔隙度得到的体积密度也就不同，由此可判断岩性；另一方面，利用体积密度计算孔隙度时，必须得先确定岩性。
（2）孔隙性地层的密度小于致密地层，且随着φ的增加ρb 减小，由此可求φ。
且（盐水泥浆）（淡水泥浆）1.10.1=f ρ二、康普顿散射吸收系数∑中等能量γ射线与介质发生康普顿散射康普顿散射而使其强度减小的参数(康普顿减弱系数---由康普顿效应引起的伽马射线通过单位距离物质减弱程度)： A N z b A eρσ⋅⋅=∑ 沉积岩中大多数核素A z 均接近于0.5(见表8-1, P138)，常见的砂岩、石灰岩、白云岩的A z 的平均值也近似为0.5(见表8-2)，所以对于一定能量范围的伽马射线（e σ为常数），∑只与b ρ有关。
密度测井利用此关系，通过记录康普顿散射的γ射线的强度来测量岩石的密度。
三、岩石的光电吸收截面1、线性光电吸收系数：当γ的能量大于原子核外电子的结合能时，发生光电效应的概率。
n A Z λρτ1.40089.0=2、岩石的光电吸收截面指数Pe 它是描述发生光电效应时物质对伽马光子吸收能力的一个参数，即伽马光子与岩石中一个电子发生光电效应的平均光电吸收截面，单位b/电子。
而它与原子序数关系为：Pe=aZ 3.6a 为常数，地层岩性不同，Pe 有不同的值，也就是说Pe 对岩性敏感，可以以来确定岩性，Pe 是岩性密度测井测量的一个参数。
第8章 六西格玛管理(简)
但他果断成功的改革，尤其是砍掉了那 些GE引以为豪的面包烤炉、熨斗等产品的企 业，使其成为全世界资产重组方面的楷模，而 韦尔奇本人也成了众望所归的领袖许多商界人 士将其视为衡量自己业绩的一把尺子。 现在，他用6σ理论把以前的一切规则都击 碎了。八十年代，摩托罗拉仅是将这一理论用 于生产制造过程的质量管理，但GE则把它应用 于公司所经营的一切，如债务记帐，信用卡处14
韦尔奇的公司改革的幸存者对此心存疑 虑，他们不明白这是否是韦尔奇一时性起，对 雇员大开杀戒，还是一种趋势，全世界的大公 司都会步其后尘。 据一位GE实习生讲：“以前，许多人对韦 尔奇的做法不理解。现在还有许多人对此不屑 一顾。”尽管客户比以前更满意了，但问题是 韦尔奇如何才能将他对于6σ的要求变为现实。
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运用6σ理论的一个精彩例子是一家叫卡姆 科的加拿大家电气公司，GE占有其51％的股 份。该公司花了一年的时间，运用传统的手 段，想找到一种方法解决因炉灶面坚硬度差而 导致的大量废品。据卡姆科公司的“黑带大 师”克里斯·米切尔说：“在装配过程中，我 们试过好几种方法，这些方法一开始似乎很有 道理，但最后都经不起检验，还使我们蒙受了 不少经济损失。” 19
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只需记住6Ã管理法将人、生产流程和结果 积极联系在一起，以一种非常严格的、人们可 以适应的方式实现你所追求的目标。不管什么 行业、企业、产品或者服务，当你采用6σ管理 法时，你都会看到项目所带来的有形结果。
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8.1 6Ã与GE “尽管他象数学那样神秘，象气功那样诡谲， 但全世界的重量级的公司管理人员都对其情有独 钟”。对某些人来说这是一个难以理解的概念， 但这一最新的质量管理概念，正在吸引越来越多 的追随者。杰克·韦尔奇对这一理论爱不能己， 他已经凭借此理论创造了新的神话。 这一新的管理理论称作“6σ”，其实践者叫 做“黑带” 。它是一种以数据为基础，追求几 乎完美无暇的质量管理方法。这是GE公司前董事 12
核物理实验方法习题及答案yanxinzaofortran
第一章习题1，简述核物理常用基本概念1，元素（element ）：元素，也叫化学元素，指具有相同核电荷数（质子数）的同一类原子的总称。
2，原子（atom ）:构成化学元素的基本单元和化学变化中的最小微粒，即不能用化学变化再分的微粒。
3，原子核（atomic nucleus ）：简称“核”，位于原子的核心部分，由质子和中子两种微粒构成。
4，核素（nuclide ）：指具有一定数目质子和一定数目中子的一种原子。
5，核子(nucleon)：质子、反质子、中子和反中子的总称，是组成原子核的粒子。
6，原子序数（ atomic number ）:是指元素在周期表中的序号，用Z 表示。
7，质量数（mass number ）：是原子内质子和中子数之和，用A 表示。
8，中子数（neutron number ）：特指原子核内的中子个数，用N 表示。
9，核素表示：N AZX ，简写为 ：X A10，同重元素（isobar ）：质量数相同而中子数和质子数不同的元素。
11，同位素（isotope ）：原子序数相同而中子数不同的核素。
12，同中异位素（isotone ）:中子数相同而质子数不同的核素。
13，同质异能素（isomer ）:处于较长寿命的激发态的核素。
14，原子量（atomic weight ）：某种原子的质量与碳-12原子质量的1/12的比值称为该原子的原子量，又称相对原子质量。
15，分子量（molecular weight ）：组成分子的所有原子的原子量的总和。
16，同位素丰度（isotope abundance ）：自然界中存在的某一元素的各种同位素占所有同位素的相对含量(以原子物质的量百分计)。
17，用丰度计算元素：原子量设元素的原子量为A ，各同位素的原子量为，各元素的自然界丰度为，则有18，阿伏伽德罗常数：12g 12C 所包含的C 原子个数，用Na 表示。
Na 6.022 x 102319，核素图（Chart of the Nuclides ）：用原子序数作横座标，原子核中的中子数作纵座标，制作的一张图表。
第八章密度测井
矿物的密度数据表
矿物 石英 方解石 白云石 硬石膏 钾盐 岩盐 石膏 无烟煤 分子式 SiO2 CaCO3 CaMg(CO3)2 CaSO4 KCl NaCl CaSO4· 2H2O 密度/g· cm-3 2.654 2.710 2.870 2.960 1.980 2.165 2.32 1.400 1.800 1.200 1.500 H2O H2O+NaCl N(CH2) CH4 1.000 1.146 0.85 ρ(CH4)
视密度/g· cm-3 2.648 2.710 2.876 2.977 1.863 2.032 2.351 1.355 1.796 1.173 1.514 1.000 1.135 0.850 ρa(CH4)
烟煤 淡水 矿化水 原油 甲烷
1.060 1.1101 1.0797 1.1407 1.247
(1)当Δρ=0时,即没有泥饼影响,得脊线方程：
AL ln N L BL (ln N S BS ) AS
脊线的斜率为:AL/AS
脊角α为: arctg AL
AS
理想脊肋示意图
(2)当Δρ≠0时，有泥饼影响,得肋线方程:
1 AL KAL ln N L BL (ln N S BS ) b K 1 AS K 1
8、密度测井采用不同源距的两个伽马射线探 测器，以补偿泥饼对测量的影响，称为补偿密 度测井。 常用短源距为15~25cm，长源距为35 ~40cm
二、泥饼对计数率的影响 1、影响的定性描述 （1）渗透性地层的井壁通常积有泥饼，它 对计数率的贡献与仪器的探测深度有关 （2）用蒙特卡罗方法，考察源距分别为30cm 和50cm的仪器对纯石灰岩骨架的探测深度。计 算结果表明，计数的90%来自经向厚度大约 5cm的地层，泥饼的影响不能忽略
粒子探测技术第八章
输出电流信号的推导
气体放大过程发生在阳极丝附近，其中产生的电子被阳极迅速收集，对输出信 号的贡献很小，此处忽略，因此，输出电流信号是气体放大产生的所有正离子 由阳极丝向阴极漂移形成的。 e N M I(t) E[r(t)] u [r(t)] V0
N为总电离数，M为气体增益，E为电场强度，u 为离子漂移速度 r(t)代表t时刻正离子的径向距离
3、MWPC的电流脉冲
1）丝室的电场分布：
E x, y E y CV0 CV0 1 1 ， 2 2 2 0 2 0 r x y x s y s CV0 ， E x 0， y s 2 0 s
2）离子在阳极丝附近（r<<s）运动时，类似于正比计数管，在 输出回路上形成的电流脉冲幅度按1/(t+)关系衰减；当离子进 入均匀电场区（ys）后，输出回路的信号电流以恒定值持续 到离子漂移到阴极。 3）电流信号的典型特征：
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• 幅度谱
– 积分谱：测量幅度超过某个阈值的脉冲计数，连续 改变阈值，得到不同阈值时的脉冲计数率，这种脉 冲计数率随阈值的分布谱即脉冲幅度积分谱。 – 微分谱：测量幅度位于某一范围（A0 到A0＋A）的 计数，连续改变阈值A0 ，道宽 A不变，所得到的脉 冲计数率随阈值的分布谱即脉冲幅度微分谱。微分 谱直接显示入射粒子可能具有的各种能量，对于单 一能量的入射粒子只有一个峰。
MCA
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§ 8.2 探测器信号输出回路
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一、RC输出回路
C是探测器电容 、放大器输入电容、其他各种杂散电容的并联。 R是探测器负载电阻、放大器输入电阻等电阻的并联。
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探测器在很多情况下可看作是一个电流源：能量 电荷电流脉冲，其形式取决于探测器的工作机制。 1、电离室的电流脉冲
第8章_多体问题
第八章 多体问题迄今为止，我们的讨论墓本土局限于单拉子体系。
本章将把讨论推广到多拉子休系。
自然界实际存在的体来一般都是多杜子体来。
因此童子力学多体问题的研究不仅有巨夭的理论意义，而且有极大的实际价值。
但是，应该指出，量子力学的多体问题远比单休问题复杂。
这不仅因为，当拉子之问具有相互作用时，多拉子体系的薛定译方程一般无法求解，通常只能借助各种近似方法，按体来的各种不同性质以及和实比较时要求的绮确度，求近似解。
而且还因为，多杜子体系，特All 是全同拉子休余，还具有新的单拉子休系所没有的特性。
而这些特性又要求发展一些断的处理方法，比方二次量子化方法，等等。
另外还要指出，本章的内容不同于量子统计物理学。
本章只限于讨论温度为零的情况，只讨论真空平均值或者纯量子态的平均值，不涉及系综平均值，不涉及温度。
本章将先讨论全同拉子的一般特性，然后讨论两个确单的多拉子休来一一氮分子和氮原子的问题，介绍海特(Heitler 卜伦敦(London)理论，托马斯(Thomas )-费米f Fermi)方法。
再进一步讨论研究全同拉子体系最重要的表象一一杠子数表象，介绍二次量子化方法。
以及自洽场理论，哈特利(Hart ree)一福克(Fock)近似，巴T (Bardeen)-库柏(Cooper)--许瑞弗(Schriffer )超导理论，玻戈留博夫(Bogoiiubov)-华拉ti (Valatin )u,v 正则变换方法，这是非微扰理论中最重要的方法之一。
另外，还将介绍超流理论和近似二次量子化方法。
本章的许多理论和方法、即使现在，仍然在许多领域中有重要的实月价值。
9.1全同粒子的性质我们称质量、电荷、自旋、同位旋以及其他所有内案固有属性完全相同的粒子为全同杜子。
例如所有的电子是全同粒子，所有质子是全同粒子，但质子和电子不是全同粒子。
全同粒子的最重要的特点是:在同样的物理条件下，它们的行为完全相同。
因而用一个全同粒子代换另一个粒子，不引起物理状态的变化。
第8章密度测井
⑴ 电子对效应--当能量大于1.02MeV的伽马射线穿过原子核附近时，在 原子核库仑场的作用下形成一对正、负电子，伽马射线本身被吸收，这种过 程称为电子对效应。
电子对效应
伽马射线穿过单位距离的物质时，由于电子对效应使其强度减弱，用吸 收系数k表示。经验表明k与原子序数Z的平方成正比。
⑵ 康普顿效应--当伽马射线的能量中等时，伽马射线与原子中的电子发生 碰撞，把一部分能量传给电子，使电子沿某一方向射出，损失了部分能量的 伽马射线沿另一方向射出，这种效应为康普顿效应，碰撞后射出的电子叫作 康普顿电子。
右图为补偿地层测井 曲线，图中右侧的密度
校正值Δρ 曲线用来表
示测井曲线的质量，不 代表真正的校正值，利
用密度校正值Δρ 曲线与
井径曲线配合，即可判 断测井质量是否可靠。
补偿地层测井曲线
三、 密度刻度
直接用密度记录测井曲线，需对密度测井仪进行制度
一级刻度：在标准刻度井内进行的刻度
二级刻度：利用根据标准刻度井制作的刻度器对仪器进行制度 为二级刻度。
Al 2.7g/cm3
Mg 1.76g/cm3
三级刻度：一种便携式带标定源的刻度器。利用标定源所放出 已知强度的信号模拟某种地层密度放射伽马射线强度。常用 于现场对仪器进行刻度。
用充满水的石灰岩对仪器进行刻度，得出体积密度
ρb与电子密度系数ρe之间的关系：线通过物质的吸收规律
γ射线通过物质时，与物质发生作用其能量不断减弱，强度逐渐 减小的过程称为γ射线被吸收。吸收规律
I=I0e- μ L
lnI=lnI0-N0σcρbL/2
I0——初始强度；L——距离；μ——物质总吸收系数。
→距放射源为L处，接收到强度I是体积密度的函数。
测井教程第8章 密度测井
二、密度测井的理论基础与补偿密度测井的基本测量方法
为了克服井孔对密度测井结果的影响，目前使用的密度 测井仪均采用推靠装臵将装有伽马源和探测器的一臂推向 井壁进行测量。同时将伽马源放在一个带定向窗口的铅屏 内，使之只向一个方向发射，探测器也定向放臵，以增强 对岩层散射伽马射线的记录。 采用这种装臵之后，可以大大减小井孔的影响，但井壁 不规则、仪器与井壁接触不良，特别是有意义地层上泥饼 的影响等仍不可能消除。为使密度测井结果能较可靠地反 映被探测岩石的体积密度，目前广泛使用补偿密度测井。 即利用长、短两种源距的测量结果，通过一定的计算，以 求得在泥饼影响条件下被探测岩石的真实体积密度值。
密度测井就是利用此原理进行测井的。 实际在进行密度测井时，井下仪器中放入一个伽马射线源 ，并在离伽马源一定距离处放臵一个伽马射线探测器(如闪烁计 数器)以测定散射伽马射线的强度。
二、密度测井的理论基础与补偿密度测井的基本测量方法
在源距选定后，对仪器进行刻度，找到散射伽马射线强 度N和介质体积密度ρb的定量关系，则记录散射伽马射线强 度（记数率）就可以测得地层的密度。 在具体测井时，为了防止由伽马源直接辐射进入探测器 的伽马射线，在伽马源与探测器之间安臵铅屏以屏蔽这部 分射线。 需要指出的是，在目前所使用伽马源的能量情况下，密 度测井的探测深度很浅，通常仅十多厘米。 因此，井孔的影响相当严重。根据理论计算证明，当仪 器处在井内泥浆中进行测量时，由泥浆散射进入接收器的 伽马射线大大超过其周围岩石，所以，用这种方式进行测 井是十分不利的。
（2）康普顿效应0.25-2.MeV；
（3）电子对形成＞1.02MeV
（1）光电效应： 当伽玛射线能量较低（低于0.25Mev）时，它与组成物质元 素原子中的电子相碰撞之后，把能量全部转交电子，使电子获 得能量后脱离其电子壳层而飞出，同时伽玛射线被吸收而消失。 这一过程称为光电效应，被释放出来的电子叫光电子。产生光 电效应的几率，与入射伽玛射线能量和组成物质原子序数有关 （2）康普顿一吴有训效应 能量较高伽玛射线与物质中原子核外电子碰撞时，一部分 能量转交给电子，使之脱离原子电子壳层而飞出，同时伽玛射 线改变自己运动方向，继续与其它电子相撞。每碰撞一次，能 量损失一部分，并改变其运动方向，形成所谓康普顿一吴有训 效应。伽玛射线经多次碰撞之后，能量不断降低，最后以光电 效应结束。
仪器分析第8章核磁共振PPT
8.2 理论核磁共振的产生 8.2.3 经典力学-进动模型(precession)
•当带正电荷的、且具有自旋量子数的核会产 生磁场，该自旋磁场与外加磁场相互作用， 将会产生回旋，称为进动(Procession)，如下 图．进动频率与自旋核角速度及外加磁场的 关系可用Larmor方程表示：
0 2 0 B0
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➢对氢核来说，I=1/2，其m值只能有 21/2+1=2个取向： +1/2和-1/2．也即表示H 核在磁场中，自旋轴只有两种取向： 与外加磁场方向相同，m=+1/2，磁能级 较低； 与外加磁场方向相反，m=-1/2，磁能级 较高．
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自旋量子数为1/2的核的能级分裂：
20
8.2.2 量子力学处理核磁共振的产生
➢总之，无论从何种模型看，核在 磁场中都将发生分裂，可以吸收一 定频率的辐射而发生能级跃迁．
27
8.2.4 不同核的NMR
核
天然同位素
存在比(%)
1H
99.98
13C
1.1*
19F
100
31P
100
14N
99.63
15N
0.37*
17O
0.037*
*天然丰度越低，测定越困难。
B0 = 2.35T E (J) (MHz)
第8章 核磁共振波谱法 (NMR)
Nuclear Magnetic Resonance Spectroscopy
8.1 概述 8.1.1 什么是核磁共振 8.1.2 NMR发展简介
1
第8章 核磁共振波谱法 (NMR) 8.1 概述
Nuclear Magnetic Resonance Spectroscopy 8.1.1 什么是核磁共振
第八章 蒙特卡洛方法
常用的几组和X如下 X
0.5 0.05 0.01
0.6745 1.96 3
特别称＝0.5时的误 差0.6745／N1/2为概 然误差。再如，取置 信水平为95％，则X ＝1.96，此时表明误 差不等式：以95％的 可能性具有精确度为 E＝1.960／N1/2 。
所以，MC方法对于误差的 估计具有概率性质。即对于 这个方法不能断言误差不超 过某值，而只能指出误差以 某种(如接近1)的概率不超过 某值。还可看出，当给定置 信度后，误差E由和N1/2 决定。要减小E，或者是增 大N，或者是减小方差2。 在固定下，要提高精度一 位数字，就要增加100倍工 作量，因此，单纯增大N， 不是一个有效的办法。
效率
一般来说，降低方差的技巧，往往会使观察一个子 样的时间增加。在固定时间内，使观察的样本数减少。 所以，一种方法的优劣，需要由方差和观察一个子样 的费用（使用计算机的时间）两者来衡量。 这就是蒙特卡罗方法中效率的概念。它定义为方差 的平方与 c 的乘积，其中 c 是观察一个子样的平均费用。 显然乘积越小，方法越有效。
蒙特卡罗是欧洲摩纳哥国的一个重要城市，以赌博著称。
蒙特卡罗方法是以概率论与数理统计学为基础的，是通过 统计试验达到计算某个量的目的。
而赌博时，概率论是一种有力的手段。所以，以蒙特卡罗 作为方法的名字，原因大概于此。
蒙特卡罗方法不仅可作为理论和实验的补充，同时可可以 给出关于体系的实验可观测物理量和通过现有实验所无法观 测的物理量的值。如光子和中子的联合输运问题的模拟实验 研究和可任意改变系统中的相互作用势；即便是对实验中难 以达到的某种极限条件，它也能很容易的实现！
2.2.3 伪随机数及其产生的方法
计算机不会掷骰子，它是利用数论的方法来产生随机数的。 由于这种办法属于半经验性质，因此只能近似地具备随机 数的性质，所以称为伪随机数。最初冯· 诺伊曼(Von Neumann)建议的“平方取中法”如下；首先取一个2S的 数，去它中间的S位数字作为第一个随机伪随机数；然后 其自乘构成一个新2S位数，再取中间的S位数作为第二个 伪随机数· · · · · ·
第八章 核磁共振波普法
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磁性核和非磁性核
1 当中子数、质子数均为偶数时，I=0。 如：12C、16O、32S等 2
非磁性核
当中子数和质子数均为奇数时，I=整数1，2，3， 如：2H、14N，I=1；58Co I=2；10B I=3 当中子数和质子数一个为奇数一个为偶数时，
3
I=半整数，1/2，3/2，5/2，· · · · · · 如：1H，13C，15N，19F，31P，I=1/2
第八章 核磁共振(NMR)波谱法
1
概 述
一、核磁共振
在外磁场作用下，电磁辐射与原子核相互作用
的一种物理现象。
二、核磁共振波谱法
通过测量位于磁场中原子核对射频辐射的吸收 来确定化合物的结构、构型和进行化学研究的一种 极为重要的方法。
2
H B00 μ ν0
H B 00
μ
核磁共振现象
3
8.1. 核磁共振基本原理（P162）
驰豫分为： 纵向驰豫 横向驰豫
17
纵向驰豫——自旋-晶格驰豫 现象：高能级核的能量传递给周围分子而变成动能
结果：使高能级核的数目降低。
表示：核的特征寿命τ1 固体达几小时，气体、液体为1s左右。
18
横向驰豫——自旋-自旋驰豫 现象：相同核的不同能级间互相交换能量，即一
个核的能量被转移给另一个核。
当有外磁场时，原来简并的核自旋能级开始分裂，分裂 后各能级的能量为：
m Em B0 I
m：磁量子数，取值有2I+1个。
m=I，I－1，I－2，· · · · · · －I
8
例如，对于I=2的核，在Z轴方向施加磁感应强度为B0的磁 场
h μz = 2γ 2π
μz = γ
第八章流体识别
酸性火成岩储层流体性质识别地层岩石孔隙中的流体，可分作两类。
一类是液态的油和水、另—类是气态的天然气、二氧化碳气等。
由于它们的物理化学性质差别很大．故必然导致测井曲线特有的响应；另一方面，复杂的空隙空间结构，又必然造成地层中各种流体分布状况与泥浆或泥浆滤液侵入特征的多样性，这不仅影响到储层产流体的性质，也影响到测井曲线的响应特征，从而最终影响地层模型的建立和地层含流体性质判别与饱和度计算的方法。
因此，认识地层流体性质及其分布特征是储层评价的基本内容之一。
气层定性识别气层识别图版法交会图法是一种测井资料的解释技术。
它是把两种测井数据在平面图上交会，根据交会点的坐标定出所求参数的数值和范围的一种方法。
交会图法同时也是确定岩性、孔隙度和含油气饱和度时广泛采用的一种方法，有助于解释与趋势有关的问题判断，还能把大量的数据用图示的方法反映出来。
经过交会图版的应用，能使问题更加明朗化。
由于长岭地区火成岩井段试气层段较少，为了对油气水层识别，在制作图版的过程中加入了若干个具有类似情况的松辽盆地北部的酸性火成岩气水层结论，制作了气水层识别图版。
具体做法是以进行了试气试水的层位为统计对象，分别读取相应的测井曲线值做交会图版。
另外，为了验证的需要，长深1井的工业气层未参加统计，作为验证层。
从所做的各种交会图来看，密度（DEN）与电阻率（LLD）交会图的效果最好（见图8-1-1）。
中子（CNL）-密度（DEN）交会图（见图8-1-2）与声波（DT）-电阻率（LLD）交会图（图8-1-3），也可以区别出气水层。
从图8-1-1中可以看出，当地层的密度大于2.54g/cm3时，几乎全部为干层。
当电阻率小于30Ωm 时，几乎全部为水层。
气较多的长深6井，则电阻率有一定程层则位于图中斜线的上方的气层区。
对于含CO2度的降低。
但基本上位于气层区的下限。
图版法识别气层的效果见图8-1-4和图8-1-5。
图8-1-4是长深1-3井测井曲线和图版法识别的结果。
第八章密度测井
N A b Z A
NA——阿佛加得罗常数，6.02×1023/mol ρb——体积密度（g/cm3) A——原子的质量数（摩尔质量）
由单一化合物组成的岩石： 电子密度： n e
N A ni Zi M
b
n Z
i
i
一个分子中的电子数
式中：Zi——分子中第i种原子的原子序数 ni——分子中第i种原子的个数 M——化合物分子的摩尔质量
矿物的密度数据表
矿物 石英 方解石 白云石 硬石膏 钾盐 岩盐 石膏 无烟煤 分子式 SiO2 CaCO3 CaMg(CO3)2 CaSO4 KCl NaCl CaSO4· 2O 2H 密度/g· -3 cm 2.654 2.710 2.870 2.960 1.980 2.165 2.32 1.400 1.800 1.200 1.500 H2O H2O+NaCl N(CH2) CH4 1.000 1.146 0.85 ρ(CH4)
b 1.0704e 0.1883
岩石的视密度：密度测井仪器，在饱含淡水 的纯石灰岩中刻度，在其它地层中得到的密 度称为视密度
a 1.0704e 0.1883
§2 密度测井基本原理
一、密度测井基本原理 康谱顿效应引起的伽马射线减弱系数为：
N A b Z Z c ,e c ,e N A ( b ) A A
c ,e
N A ni Z i M
b
σc,e—电子的康普顿散射截面，Er=0.252.5Mev时，近似为常数
如果令μm= μ/ρb，则μm几乎是常数， 称它为质量康谱顿减弱系数，=μm ρb
1、选用Cs137 作为源,发射能量为0.662Mev的伽 马光子
第八章 测井DEN曲线
图8-2为Z相同而密度不同是的伽马能谱的分布曲 线。低能区，随密度增加，计数率减小，计数率最大 值对应的能量与密度无关，在高能区，计数率随密度 增加而减小。
如果只存在康普顿效应，则μ为康普顿散射吸收系数。
同时，由于沉积岩的Z/A≈0.5，故：
NN e
E
zN A
A
B
L
0
两边取对数得：： ln N ln N0 Kb L
其中：K e N A 2
短源距探测器
计数率与密度、
源距的关系如
图8-4、8-5所
计
示。
数
率
长源距探测器
图8-4 长、短源距计 数率与地层密度的关 系曲线（无泥饼）
地层密度
图8-5、
长、
短源
距计
计
数率
数
与泥
率
饼厚
度、
地层
密度
的关
系
泥饼厚度增加
短源距
长源距
泥饼厚度增加
地层密度
图8-4表明：随地层密度增加，长、短源距计数率均降 低；密度相同，源距大，计数率低。
图8-5表明：（1）当地层密度与泥饼密度相同时， 源距相同、泥饼厚度不同的直线相交于一点，泥饼厚 度不影响计数率；（2）当地层密度大于泥饼密度时 （交点右侧），随泥饼厚度的增加，计数率增大，测 量的地层视密度减小（小于地层密度）；（3）当地层 密度小于泥饼密度相同时（交点左侧），随泥饼厚度 增加，计数率减小，测量的地层视密度增大（大于地 层密度）。
第8章磁畴(1)
形成原因
铁磁体内部存在许多自发磁化的小区域，这些小区域 的形成是由于铁磁体内的交换作用能和磁晶各向异性 能相互竞争的结果。在铁磁体内部，由于原子间的交 换作用，相邻原子的磁矩趋向于平行排列，以降低交 换能。同时，由于磁晶各向异性，原子磁矩又趋向于 沿某些特定方向排列，以降低磁晶各向异性能。这两 种相互竞争的作用导致铁磁体内部形成许多不同方向 排列的磁畴。
06
磁畴在科技领域应用前景
自旋电子学器件设计与应用
自旋电子学器件原理
利用磁畴中的自旋属性，设计具有特 定功能的电子器件，如自旋阀、自旋 滤波器等。
自旋电子学器件应用
在计算机、通信和消费电子等领域， 自旋电子学器件可用于实现高速、低 功耗的数据处理和传输。
高密度信息存储技术发展趋势
高密度磁存储技术
磁畴是反铁磁性材料中，具有相同磁矩方向的区域。由于相邻原子磁矩反平行排列，不同磁畴间存在 畴壁。
磁畴结构
反铁磁性材料的磁畴结构复杂多样，包括单畴、多畴、畴壁等结构。不同磁畴结构对材料的物理性质 有重要影响。
温度对反铁磁性材料磁畴影响
温度升高
随着温度升高，反铁磁性材料的磁畴结 构发生变化。热运动使得原子磁矩的排 列更加无序，导致磁畴尺寸减小，畴壁 移动性增强。
。这种矫顽力的存在使得铁磁体的磁性表现出非线性和滞后性。
02
铁磁性材料中的磁畴行为
铁磁性材料分类及特点
铁磁性材料
具有自发磁化特性，存在磁畴结构，如铁、钴、镍及其合 金等。
亚铁磁性材料
与铁磁性材料类似，但磁化强度较低，如磁铁矿（Fe3O4 ）。
反铁磁性材料
相邻原子磁矩反向排列，整体不显示磁性，但在一定温度 下可转变为铁磁性，如铬（Cr）。
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2 伴随粒子法 3 伴随粒子放射性法 4 计数器测量法
8.5 中子测量的应用
8.5.1 天然中子测量及应用
大气中子来源与分布特点 ： 由地—空界面上升快中子流来确定地质介质含水率 由地—空界面天然中子流来预测大气瞬态变化 地—空界面天然中子流产生的辐射环境问题
8.5 中子测量的应用
8.5.2 中子活化分析法及应用
8.4 中子通量密度测量方法
8.4.2 测量中子通量密度的基本方法
1 标准截面法
由于中子不带电，不能直接探测，而中子与原子核反应 有可能产生带电粒子(或生成新放射性核素)，可对带电粒子 (或新放射性核素)进行绝对测量。通常，只要知道了核反应 截面，通过测量带电粒子强度(或新放射性核素活度)，就可 通过两者之积来确定中子通量密度。
源的半衰期是指发射轰击粒子的放射性同位素的半衰期。
8.1 中子源
8.1.2 中子源的类型
1 同位素中子源
1）(α,n)中子源 ） 中子源
镭铍中子源 钋铍中子源 镅铍中子源 钚铍中子源 2）自发裂变中子源（锎(252Cf) ） ）自发裂变中子源（
8.1 中子源
8.1.2 中子源的类型
2 加速器中子源
8.5 中子测量的应用
8.5.3 中子测量方法在找矿勘探中的应用
2 常见中子测井方法
2）利用脉冲中子源的测井方法 ） 3）野外现场的中子测量 ）
T(d，n)4He反应所释放的能量分配给中子和氦核
3 反应堆中子源
该类源的中子来自反应堆内的链式反应。
8.1 中子源
8.1.2 中子源的类型
常用中子源及分类
8.2 中子探测基本原理与方法
8.2.1 核反应法
10B，6Li，3He三种核反应的中子截面 ， ， 三种核反应的中子截面
8.2 中子探测基本原理与方法
中子波在晶体上的反射
把无数个平行晶面上的反射累加，便得到相干产生极大的条件， 即布喇格公式：
8.3 中子能谱测量方法
8.3.2 快中子能测量方法
1 飞行时间法
在快中子能谱测量中，经 常使用加速器作为中子源 的伴随粒子法 。
伴随粒子法飞行时间谱仪
8.3 中子能谱测量方法
8.3.2 快中子能谱测量方法
8.2 中子探测基本原理与方法
8.2.3 核裂变法
中子与重核作用可以发生裂变，裂变法就是通过记 录重核裂变碎片来探测中子的方法。 对于热中子和慢中子，总是选用238U，239Pu，233U 做裂变材料。
常用裂变阈能探测器材料的特性
8.2 中子探测基本原理与方法
8.2.4 活化法
中子很容易进入原子核，并形成一个处于激发态的复合核， 复合核通过发射一个或几个光子迅速跃回到基态。这种俘获 中子，放出γ辐射的过程称为“辐射俘获”，用(n，γ)表示， 典型例子是用115In做为激活材料，让它受到中子照射，可发 生如下反应：
2 氢反冲法
反冲核法测量的示意图 T(d , n)He反应的中子谱 反应的中子谱
8.3 中子能谱测量方法
8.3.3 脉冲中子能谱测量方法
1 由加速器提供脉冲中子源 2 脉冲反应堆中子源 3 地爆
8.4 中子通量密度测量方法
8.4.1 中子通量密度和中子密度
如果利用同位素源或加速器来产生中子，一般将其视为点 源，并将单位体积内出射的中子数n定义为中子密度(单位为 cm-3)，则当中子的出射速度为v(单位为cm٠s-1)时，单位时间 内从单位体积内出射的中子数就是中子密度n和速度v的乘积 nv，也就是该点源的中子通量密度 Ф。 当中子通量密度按能量E具有连续分布Ф(E)时，则可采 用代表能量在E到E+dE范围内的中子通量密度，此时中子 的总通量密度为
第八章 中子测量方法
8.1 中子源
8.1.1 中子源的主要特性
1 中子源强度
中子源强度是指单位时间内发射的中子数目，即中子 强度。若每次核反应只释放一个中子，该源强度等于单位 时间内在靶物质中所发生的核反应数目。
2 中子源能量
中子源能量是指中子源所能发射的中子能量。通常所 说的中子能量是指其动能
2 中子源半衰期
8.5.3 中子测量方法在找矿勘探中的应用
1 中子与地层物质的相互作用
1)快中子非弹性散射 快中子非弹性散射 2)快中子对原子核的活化 快中子对原子核的活化 3)快中子的弹性散射及其减速过程涉及的物理量 3)快中子的弹性散射及其减速过程涉及的物理量 4)热中子在岩石中的扩散与被俘获 热中子在岩石中的扩散与被俘获
Ws为标准样品的待测元素的含量；Is为标准样品经活化后的照射量率。
8.5 中子测量的应用
8.5.2 中子活化分析法及应用
中子活化分析在物理分析中的应用 ： 1）在分析高纯材料中的应用 在分析高纯材料中的应用 2）在冶炼工业中的应用 在冶炼工业中的应用 3）在其它方面的应用 在其它方面的应用
8.5 中子测量的应用
新生成的核素一般都不稳定，本例中生成的116In就是β 放射体，并继续进行如下衰变
8.2 中子探测基本原理与方法
8.2.5 中子探测器
1 气体探测器
三氟化硼(BF3)正比计数管 硼电离室 裂变室
2 闪烁探测器
硫化锌快中子屏 硫化锌慢中子屏 锂玻璃闪烁体 有机闪烁体
8.2 中子探测基本原理与方法
8.2.5 中子探测器
3 半导体探测器
6LiF中子谱仪 3He中子谱仪
其它夹心式半导体探测器
8.3 中子能谱测量方法
8.3.1 慢中子能谱测量方法
1 飞行时间法
如果将中子质量记为m，当确定中子速度v后，按 就可推算中子能量E。 根据 和 ，可得到：
8.3 中子能谱测量方法
8.3.1 慢中子能谱测量方法
2 晶体衍射法
当中子波以掠射角θ(不是入射角α)射向晶 面时，在相邻两个晶面上的反射中子波 有2dsinθ的路程差(d为相邻两个晶面之 间的距离)。当2dsinθ等于波长的整数倍 时，这二支反射波便相干加强，否则就 相干减弱甚至抵消 。
8.2.2 核反冲法
入射能量为E的中子和原子核发生弹性散射时，中子的 运动方向将发生改变，能量也有所减少，中子减少的能量 传给原子核，使原子核以一定速度运动。这个原子核被称 为“反冲核”。反冲核具有一定的电荷，可以作为带电粒 子来记录，记录该反冲核，就可探测到该中子，这种探测 中子的方法称为“核反冲法”。
8.5 中子测量的应用
8.5.3 中子测量方法在找矿勘探中的应用
2 常见中子测井方法
1）利用连续中子源的测井方法 ） 常见的连续中子源测井方法有中子γ测井、中子中子测井 和连续活化测井。 中子中子测井是利用中子与物质相互作用的各种效应来研 究钻井剖面岩层性质的一组测井方法的统称。按记录的对象， 它分为中子热中子测井，中子超热中子测井和中子γ测井等。 按仪器的结构特征，它分为普通中子测井、井壁中子测井和 补偿中子测井等
原理：用中子源照射待测样品，并使之活化成为放射性核 素(称之为感生放射性核素)，通过测量感生放射性核素的放射 性现象实现待测样品的物理分析。 待测样品中的感生放射性核素的γ照射量率为 ：
制备已知待测元素含量的标准样品，与待测样品进行同样 条件下的照射和测量，然后比较待测样品和标准样品的γ谱， 则可实现待测元素含量的确定。