恢复地层剥蚀厚度是研究盆地演化史和进行油气资源定量评价的重要基础工作，通过地层剥蚀量的计算、地层最大埋深的确定，可以帮助我们确定烃源岩生油期、生气期，进而准确评价油气资源潜力，优选勘探目标。
目前存在多种计算地层剥蚀量的方法，如：（1）地层对比法、（2）沉积速度法（Van Hinte,1978）、（3）声波测井曲线法（Magara,1976）、（4）镜质体反射率（Ro）法（Dow,1977）、（5）地震地层学法（尹天放等，1992）、（6）最优化方法（郝石生等，1988固定式
）、（7）天然气平衡浓度法（李明诚等，1996）等。 一、构造横剖面法神经质症
该方法通过对构造发育特征的分析，推测地层的剥蚀量，基本原理如图1叠氮钠所示。该方法适用于构造发育特征比较明显、尤其是角度不整合地区，对平行不整合的剥蚀量计算受到一定的限制。
图1 构造横剖面法推算地层剥蚀量示意图
可以根据残余地层的展布特征及构造运动的特点推算出剥蚀厚度。以某三维地震剖面为例，通过该方法可估算出该地区印支运动对C－P顶面造成的剥蚀量最大不超过1000m，J3～K沉积时期，J1＋2的剥蚀量最大可到1500m左右。
二、沉积速率法
该方法是依据不整合面上下地层的沉积速率及绝对年龄计算地层剥蚀量，具体可分如图2所示的几种情形进行处理（Guidish等，1985）：
图2 对不整合面的不同处理方法（Guidish等，1985）
（a）将不整合面视为沉积间断，期间无剥蚀发生，界面上下沉积岩的绝对年龄的差值即为沉积间断的时间。
（b）发生了剥蚀，视剥蚀掉的地层的沉积速率等于其剥蚀速率，所以：
（c）认为剥蚀掉的地层的沉积速率等于不整合面之下地层的沉积速率，而其剥蚀速率等于不整合面之上的地层的沉积速率，因此剥蚀开始的时间（Te）和剥蚀厚度（He）即为：
该方法必须在知道不整合面上下地层的沉积速率及绝对年龄的情况下才能适用。
三、声波时差法
沉积物在沉积、埋藏过程中，孔隙度随埋深的增大呈指数减小，又因为在具有均匀分布的
小孔隙的固结地层中，孔隙度与传播时间之间存在着正比例线性关系（Wyllie等，1956），因而在Magara K.（1976）总结了 Athy（1930）、Rubey和Hubbert（1959）等前人的研究成果，提出了泥页岩在正常压实情况下的声波时差－深度关系式（Magara K.，1976）：
如果地层为连续沉积，则泥页岩声波时差与深度满足上述关系式，在半对数坐标系中为线性相关；如果某一地区经历了抬升和剥蚀，那么泥页岩声波时差与深度的正常压实趋势线与未遭受剥蚀地区的相比，则向纵坐标偏移，即在所有的深度上都向压实程度增强方向偏移，根据这一偏移趋势大小，将其压实趋势线上延到未经历压实的Δt0处，则Δt0与剥蚀面处的高差即为剥蚀厚度。
这一原理与方法是建立在“泥岩沉积物的压实形变为塑性形变，不会发生回弹”这一前提的基础上，而且目前人们普遍认为其只适用于新沉积物厚度必须小于地层剥蚀厚度的情况下，否则原泥岩孔隙度将被改造而失去定量计算地层剥蚀量的可能（张博全，1992）。
然而，孔隙度并不是埋深的函数，除了受埋深直接控制的压力因素外，沉积速率、沉积环境、构造背景等也对压实效应产生重要影响，因此判断能否运用压实曲线资料进行地层剥蚀量的估算的标准不应该是依据剥蚀地层厚度与后沉积的地层厚度的大小比较，而应该是判断剥蚀前地层的压实效应是否被后来的沉积地层所改造。
造成间断面之下的地层压实趋势线未被改造的原因主要有如下三种：1、后来沉积的地层厚度远小于剥蚀厚度，其产生的压实效应不足以对间断面之下的地层进行改造；2、由于上覆地层的底部存在低渗透层的隔档，阻止了上覆地层对下伏地层的压实改造；3、由于间断面上下地层的沉积环境、沉积速率、及改造背景存在明显差异，造成界面上下地层的压实趋势线的斜率不同，而新沉积地层产生的负荷压力还不足以对剥蚀前沉积的地层进行改造。
图3 声波时差法计算地层剥蚀厚度示意图
因此，我们只要能确定间断面之下地层的压实效应未被后来沉积物所改造，那么，就能依据其保留下来的剥蚀前的压实趋势线，进行恢复地层剥蚀量的估算。具体的计算步骤如下：首先分别对间断面上下的声波时差－埋深曲线进行对数回归，得到两个回归方程，取埋藏深度为0（H＝0），依据间断面之上的声波时差－埋深关系回归方程，求算出地表的声波时差值Δt0，而后将Δt0值代入间断面之下的埋深－声波时差回归方程，得到剥蚀前地表相对于现今地表的深度，该深度与间断面现今埋深的差值即为剥蚀厚度。依据同样的原理，也可用作图法求得地层剥蚀厚度，如图3所示。
四、镜质体反射率（Ro）法 （Dow，1977）
镜质体是高等植物木质素经过生物化学降解、凝胶化作用而形成的凝胶体，在受热过程中，随着温度的上升，其芳构化程度和芳环缩聚程度逐渐增大，且缩合芳环排列的定向性和有序程度增强，这使得镜质体的光学性质发生相应的变化，表现为镜质体反射率逐渐增高，且具有不可逆性。因此镜质体反射率能记录下有机质所经历的整个受热地质历史中的最大温度信息，在无异常热流（如岩浆体侵入、火山活动等）的正常地质背景下，它主要受温度和有效加热时间的影响，换而言之，它是地温梯度和沉积速率的函数。对连续沉积
的地层而言，镜质体反射率（Ro）与埋深（H）呈对数关系，在半对数直角坐标系中为线性相关；如果地层存在间断，H－Log Ro的关系图（即成熟度剖面）将不连续，或间断面上下的成熟度剖面曲线的斜率存在差异，因此根据这些特征可以进行地层剥蚀量的恢复和平均古地温的求取。
运用Ro计算地层剥蚀量
Dow（1977）最早提出用Ro计算地层剥蚀量，具体方法如图4所示。图中成熟度剖面显示地层剥蚀前的Ro记录还没有被新的地温场改造，间断面之上地层中最底部N点的Ro％值为0.62，间断面之下地层最顶部M点的Ro％值为0.94，其差值0.32只表明由于间断面的发育而造成的N、M点热变质程度目前的差异，因此用0.32恢复的剥蚀厚度远比实际剥蚀厚度小，因为0.94才是较真实地代表了传感器数据采集系统M点最大埋深时的变质程度。
图4 印度尼西亚某井的成熟度剖面及地层剥蚀量估算（引自Dow, 1977）
所以更正确的方法是：依据间断面之下地层中保留下来的剥蚀前的成熟度剖面趋势线，将其上延至古地表附近的Ro％最小值处（目前人们普遍认为地表附近Ro％最小值为0.18～0.
20），也就是延至Ro％为0.20处，则该点在成熟度剖面中所代表的深度值为剥蚀前古地表相对于现今地表的深度，其与间断面所在深度的差值即为地层剥蚀厚度。
与声波时差法类似，判断能否用镜质体反射率进行剥蚀量的计算是看间断面之下的地层的热史记录是否被改造，如果保留有原来的记录，则可以恢复地层剥蚀量，如果剥蚀前的热史记录被完全改造，Ro则不能用于恢复地层剥蚀厚度。
对某一具体的井或剖面而言，如果在不整合面上下所测试的Ro数据点多且连续，能够明显反映出不整合面上下镜质体反射率随埋深变化的趋势差异，则可采用上述方法计算（如图5所示）。
a. b.
图5 镜质体反射率对义155、桩11井剥蚀量的计算
但在多数情况下，由于受取芯段的限制，只有很少的井自下而上有完整的数据点，大部分的井都只是几个数据点，很难连成一条趋势线，面对这种情况，我们首先通过各井的镜质体反射率与济阳凹陷标准成熟度曲线的对比，确定数据点所曾到达的最大埋深，再依据图6所示的数据点在剥蚀前后的埋深与地层剥蚀量的关系来推算剥蚀量。
图6 地层剥蚀前后数据点A埋深变化示意图
注：居里夫人的女儿H1为剥蚀前A点的最大埋深，H2为数据点现今埋深，H3为不整合面的现今埋深，因此剥蚀掉的地层厚度He = H1 —（vb学生信息管理系统H2－H3）
磷灰石裂变径迹分析（Apatite Fission Track Analysis，简称AFTA）是近十几年发展起来的恢复沉积盆地热史的一种新方法。该方法是建立在磷灰石所含238U自发裂变产生的径迹在地质历史时间内随温度增高而发生退火行为这一化学动力学原理基础之上的。由于磷灰石在沉积岩中分布十分广泛，其径迹退火带温度与油窗温度基本一致，且对温度十分敏感，不仅可以表示盆地经历的最高古地温，而且可以反映地史时期温度的变化，因此人们常用此方法来研究盆地的沉积史和地层剥蚀量（Green P. F. 等，1989；潘长春等，1989；康铁笙、王世成，1990，1991）。
实验表明，磷灰石中的238U自晶格形成后，便以恒定不变的速度不断地自发裂变，所产生的一对高能裂变碎片沿相反方向运动，穿射矿物晶格从而造成宽度约为10-3μm的辐射创伤，
这就是磷灰石裂变径迹。经过化学蚀刻扩大以及其他技术方法处理，可以在不同光学显微镜下对其进行观察。
人们普遍认为，在地质历史时期诸多物化因素中，只有温度对裂变径迹的稳定性有影响（Fleischer R. L.等，1965，1975；Naeser C. W.,1979）。裂变径迹因受热而发生衰变，表现为长度缩短，密度减小，人们将这一现象称之为退火。地质历史时期的退火带温度范围约为65～125oC之间（Geadow A.J.W.等，1983），与油气盆地的生油窗口相当吻合。
目前，国内外学者经过对许多沉积盆地的分析试验，提出了五项能够指示古地温的裂变径迹指标，即：裂变径迹年龄、单晶粒表观年龄随埋深的变化、单晶粒年龄的频率分布、平均径迹长度随埋深的变化和径迹长度的频率分布。
图7 磷灰石五项指标与温度的关系（Green等，1987）
Green等人（1987）通过对澳大利亚南部奥特韦裂谷盆地的研究发现，上述五项指标随温
度的变化呈现出良好的相关性（图7 ），Laslett等（1987）对Green等（1986）的实验数据进行了统计，提出了径迹退火的扇型模型，Carlson(1990)则从微观角度提出了退火的物理模型，这些模型为定量研究径迹数据、提取热史信息提供了数学基础。周礼成等（1992）通过对一些已知热史盆地的裂变径迹长度分布的数值模拟，为沉积盆地热史定性分析提供了判断模式。如正态或似正态分布表示升温过程，或总体上是升温过程，中间有小的降温；负偏分布表示降温冷却过程（也可能中间有小的升温）；双峰分布表示典型的升温－降温－恒低温（或不高的升温）过程。
地层抬升遭受剥蚀的过程是一个降温冷却的过程，因此依据上述规律及原理，可以根据裂变径迹五项指标的变化确定具体的降温幅度，再运用古地温梯度资料求得抬升量和剥蚀厚度。
但是，利用磷灰石裂变径迹资料恢复热史来计算剥蚀量的方法也有其局限性。由于径迹的退火主要受温度的控制，因此以前记录在径迹中的热史信息有可能被后期高温改造而难以反映，所以磷灰石裂变径迹资料在冷却盆地的应用可以获取精确的热史信息，进而精确估算剥蚀量，而在有复杂演化史的盆地中精度较差（施小斌等，1998）。
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