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（R o）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）、（7）天然气平衡浓度法（李明诚等，1996）等。 一、构造横剖面法
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
的剥蚀量最大可到1500m左右。
最大不超过1000m，J3～K沉积时期，J1
＋2
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：
H e=[(V上＋V下)/2]×[(T下－T上)/2]
（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（T e）和剥蚀厚度（H e）即为：
T e=（V上T上＋V下T下）/（V上＋V下）
H e=V上（T e－T上）
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.（1
976）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）： Δt=Δt0e-CH
式中，Δt：泥页岩在深度H处的传播时间(μs/m)库仑定律
Δt0：外推至地表的传播时间(μs/m)
C：正常压实趋势斜率(m-1)
H：埋深（m）
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第四范式
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（R o）法（Dow，1977）
微粒算法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（R o）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 R o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。bo xi lai
建鲤运用Ro计算地层剥蚀量
Dow（1977）最早提出用R o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R o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R o％值为0.62，间断面之下地层最顶部M点的R o％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M点最大埋深时的变质程度。
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