地层剥蚀量的计算讲解

土壤侵蚀的估算方法数据处理流程作者：***时间：2011年10月11日北京天合数维科技有限公司目录（CONTENT）一、所需数据与参数 (3)1、所需数据 (3)2、所需中间参数 (3)2.1、水土保持因子P (3)2.2、地标覆盖因子C (3)2.3、地形因子LS (4)2.4、土壤可视性因子K (4)2.5、降水侵蚀因子R (4)3、所需参数 (5)3.1、潜在土壤侵蚀量Ap (5)3.2、现实土壤侵蚀量Ar (5)3.3、土壤保持量Ac (5)4、指标结果参数 (5)4.1、保护土壤肥力的经济效益Ef (6)4.2、减少土地废弃的经济效益Es (6)4.3、减轻泥沙淤积的经济效益En (6)二、处理流程 (7)1、DEM数据的处理 (8)1.1、坡长L (8)1.2、百分比坡度a (8)1.3、地形因子LS (9)2、气象数据 (9)2.1、月降雨量Pi的计算 (9)2.2、土壤侵蚀力指标R (10)3、土壤类型数据 (10)4、遥感影像数据 (10)5、土壤理性化数据 (11)三、所需参数的计算 (11)四、指标结果参数计算 (11)一、所需数据与参数在计算的过程中，总共涉及到的数据有地形数据、遥感影像数据、气象数据、土壤类型数据、土壤理性化数据以及统计数据，涉及到的中间参数有水土保持因子P，地标覆盖因子C，地形因子LS，土壤可视性因子K，降水侵蚀因子R，所需要的参数有潜在土壤侵蚀量Ap，现实土壤侵蚀量Ar，土壤保持量Ac，指标结果参数有保护土壤肥力的经济效益Ef，减少土地废弃的经济效益Es，减轻泥沙淤积的经济效益En。

1、所需数据在进行土壤侵蚀的估算过程中，需要以下数据：A、地形数据；B、遥感影像数据；C、气象数据，主要是降雨量数据；D、土壤类型数据；E、土壤理性化数据；F、统计数据。

2、所需中间参数在数据处理的过程中，所涉及到的中间参数与计算公式如下。

2.1、水土保持因子P按照游松财的方法，水田的P值取0.15，其他土地利用方式基本没有采取水土保持措施，因此取值为1.00。

所以，恢复地热史时就显得十分必要。
即根据地质条件相似其地
地质类比法
温场特征也相似的原则，选 定今天所实测的地温参数作
平均密度，kg/m3 2．6×103
2．4×103
2．4×103 1．3×103
10
厚 度
(km)
50
大陆
地壳 岩石圈
低速带
软流圈
大洋
莫霍面
中间层
地球的主要分层及其流变学分界
(Allen,1990)
热源的传输持续时间：
据 Lachenbruch 的估算：对于100 km的岩 石圈，一般热传输持续时间为50-100 Ma， 因此，岩石圈具有相对较高的热惯性，背景 热状态持续的时间长。
当剥蚀量较大而埋藏较浅时，常常可应 用声波时差法估算泥页岩的压实趋势和计 算剥蚀量的大小。
应用声波时差法计算剥蚀量存在一个前提条件： P剥 ＞ P覆
P剥 — 剥蚀的地层对剥蚀面下伏地层产生的压力。
P覆 — 现今地层对剥蚀面下伏地层产生的压力。
（4）根据镜质体反射率(Ro)的突变求剥蚀量
镜质体反射率是目前应用最广的有机质成熟度指 标。它是地温的一次函数，从而也同埋深有关。在正 常情况下，Ro值随深度的变化是连续的，渐变的， 但有时发生突变。出现这种异常情况的原因有多种：
我国部分油气区的地温梯度分布表
油区 大庆 大港
胜利
四川 长庆
区域
中央 边缘 港西区 港东区 外围 东区 中区 西区 川中 川南 川东南 中部
地温梯度 (℃/100m)
3.8 3.4 3.8 3.5 3.4 4.6 3.4 3.2 2.5 2.0 1.6 2.72
二、地热史恢复方法简介
恢复一个地区沉积岩系的受热史就是要定量 查明该区在各地史时期中的地温场及其变化。而 一个地区的地温场是由大地热流性质、局部热源 及岩石传导能力等多种地质因素综合作用的产物 。今天所测得的地温、地温梯度、大地热流，甚 至岩石的热导率，一般与其地史时期中的值存在 某些不同。

实习一一、实习名称地层剥蚀量的估算二、实习原理声波时差法估算剥蚀量：大量实验结果表明，在具有均匀分布的小孔隙的固结地层中，声波传播时间与孔隙度存在正比例线性关系。

因而，不同深度的声波传播时间与不同深度的孔隙度变化可以相类比，即在正常压实情况下可以用指数函数形式来表达声波时差与深度的关系：T=T0exp(-bx)。

其中：Ｘ表示深度；Ｔ表示声波传播时间；Ｔ0为声波在地表的传播时间(Ｘ=0)；ｂ为指数衰变常数。

声波的地表传播时间范围大约为180-210us/ft（591-689us/m），等于纯净水的传播时间（Magara 1976）。

泥浆水混合物的声波时差约为620μｓ/ｍ，此值作为地层最初沉积时的声波时差。

在有剥蚀的情况下现在地表位置与所推算出的古地表位置之间的差值就是所估算的剥蚀量。

密度差法估算剥蚀量：这一方法的理论基础是物质平衡原则。

用数学公式表达为:H=2△ρab/ ρ′a(z)+ ρ′b(z)。

△ρab为上下相邻地层在不整合面接触点上的密度差；ρ′a(z)+ ρ′b(z) 为上覆层(a)和下伏层(b)密度函数在不整合面接触点处的一阶导数；H 为下伏地层被剥蚀的厚度。

三、实习步骤声波时差法估算剥蚀量1、找出被剥蚀地层K1m的顶底深度；2、根据顶底深度范围，挑出在其范围内的声波时差值；3、根据被剥蚀地层内的泥岩层范围，挑出相应范围内的声波时差；4、在挑出的被剥蚀地层泥岩深度值与所对应的声波时差值中，让每个深度值都减去255，得到新的泥岩深度值与其相对应的声波时差值；5、对新得到的泥岩深度值与其相对应的声波时差值做指数公式拟合，分别得到SXS-3井的拟合公式为：y = 389.27*e-0.0005x；SXS-4井的拟合公式为：y = 400.24*e-0.0005x；SXS-5井的拟合公式为：y = 360.57*e-0.0005x；6、把地层最初沉积时的声波时差值620代入所拟合的各井声波时差与深度公式y中，就得到各井的相应深度值x，即剥蚀量值。

收稿日期:2001-03-06第一作者简介:尚可耘,男,1974年生,同济大学海洋地质硕士研究生。

3国家自然科学基金(批准号:49876013)、教育部资助优秀年轻教师基金计划联合资助项目利用声波测井数据估算西湖凹陷地层剥蚀量3尚可耘1　贾健谊2 周祖翼1　梁连喜2(11同济大学海洋地质与地球物理系　上海　200092;21中石化新星石油公司上海海洋石油局　上海　200120) 摘　要　声波测井数据揭示岩层声波时差的规律性的变化,根据这种规律性的变化可以定量求解地层曾经经历过的抬升剥蚀。

作者对声波时差、利用声波测井数据求取地层剥蚀厚度的基本原理及计算方法作了简要介绍,并以东海西湖凹陷3口钻井的实测声波测井数据为例,对这一方法的适用性进行了探讨。

关键词　西湖凹陷　声波测井　ITT 反转构造　剥蚀量 中图分类号:P63118+14 文献标识码:A 文章编号:1008-2336(2001)03-0012-041　前言 反转构造指的是沉积盆地或造山带中构造状态从拉张向挤压的转换,这种转换导致张性盆地(构造)被挤压成为构造高地。

反转构造的识别及其几何学、运动学及动力学的研究已成为含油气盆地构造分析的一个重要组成部分。

由于反转构造会改变沉积盆地的埋藏历史、断层的圈闭性质、流体的运动方向,在盆地深部形成一系列复杂的构造,从而相应地使油气的运移、聚集复杂化,因此,反转构造的研究也已成为当今油气评价的一个主要内容之一。

90年代以来,由于一系列分析技术(包括地震解释、高分辩率生物地层学、裂变径迹、镜质反射率测定等)和模拟技术(沙箱实验模拟和计算机模拟)的日趋完善,使得反转构造的识别及定量研究成为可能(Bally ,1984;Harding ,1985;Cooper et al.,1993;Mitra ,1993;Coward ,1994;周祖翼,1994)。

西湖凹陷是东海陆架中最具油气潜力、规模最大的一个盆地。

自1993年起,在一些国内外学术会议和国内期刊上,出现了有关西湖凹陷发现反转构造的报道(王国纯,1995;陶瑞明,1995),但现有的研究对这些反转构造的几何学特征研究不够深入,对其运动学特征几乎没有涉及,而对其动力学形成机制则多属主观推测,分歧较大。

地层 剥蚀量。
１ 蚀 关 系分 析
ＮＥ ／间断面地层剥蚀 厚度 ，为研 究区的构造 演化史 、 积发育史和 生 沉
排烃 史的深入研究提供依据 。 在局部范围 内，同一 时代 的沉积地层在横向上厚度变化具有 一定
在恢复地层剥蚀量之 前，就 必须先 了解地层剥蚀关系 ，地层剥蚀 关系
的规律性或厚度相等 、 厚度线性递 增递减等 。地层对 比法就 是将要 或 恢 复剥蚀厚度的地层与邻 区未被 剥蚀 的相同地层进行对 比 ， 出其沉 求 积厚度 ，除去该地层 的残 余厚 度即可得到地层剥蚀量 。对 比计算过程 中可以用线性递减 的原则进行 外推 ，在资料比较丰 富的情况 下还 可以 采用其他 外推法（ 比如非线性拟合 ） ，当然还必须考 虑地层厚度 及地层
起 伏 的变化趋 势 。由于这里 所讲的未 被剥蚀地 层是相 对的 ，因此
利用地层对比法求 出的剥蚀量可能会小于真 实的剥 蚀量 。 采用地 层厚度对 比法恢复剥蚀 厚度的具体 方法 … 如下 ：①建 立地质剖面 网络 ：在盆地 范围内选择深度大 、资料齐全 的钻井 ，沿主 要层系沉积相展布 的方 向做出了数条分布相对均 匀的连 井剖面 ，作为 剥蚀量估算 的地质框架 ；②确定剥蚀事件发生前 的地表 ：地层剥蚀会 造成平行不整合或 角度 不整合。判断是否存在剥蚀 面是 一项难度很大
地层 趋势分析 、厚度对比的方法 、地震地层综合法来求取剥蚀量 。 （ ） １ 地层厚 度对比法 。地层对 比法是比较传统 的恢复 剥蚀厚度
的方法，但这一方法简单而行之有效 ，并且应用条件相对较少，使用
范围广 。韩用兵 等 ’ 在研 究渤海 湾盆地 济阳坳陷沙 四段和 孔店组地 层 剥蚀厚 度恢复 中通过多方位运 用地层 对比法 ，然后再将所得计算结 果 加权平均得到最终的地层剥蚀厚 度 ，使计算误差降低 ；卢明 国 ， 童

file:///C|/Documents and Settings/lincadtaiw...y Documents/My Webs/RISEgeo/geo_page_211.htm 3 / 6 [2009/9/6 06:35:24]
137
137
137
137 Cs在地表的空間分佈形式，借助一些模型來估算區域不同部位或不同地塊 的土壤侵蝕速率和沈積速率。 137 Cs示蹤法是一種間接測量方法，與傳統的測量估算土壤侵蝕的技術相比， 137 此法無需長期觀測資料，通過一次採樣測量土壤剖面中的 Cs含量，便可推 137 知自有 Cs沈降以來的土壤平均流失量或沈積量，因而是一種快速、簡便、 花費少的方法。且其測定的是每一地塊的淨土壤流失，即一地塊內的土壤流失 量與土壤沈積量之差，因此，可提供更爲真實的侵蝕與泥沙輸移的資訊。
4.3.2 研究步驟
137 Cs示蹤法研究土壤侵蝕與沈積的步驟爲：(1)採集土樣，測試樣品中的 137 Cs含量Ct（Bq﹒m-2）。(2)確定研究區域的背景值Cref (Bq﹒m-2)。(3)判斷 採樣點是受侵蝕還是發生沈積。若採樣點的實測 137 Cs含量Ct小於Cref，表明該
2
/
6 [2009/9/6
06:35:24]
圖4.1 137Cs在地表的迴圈 Fig.4.1 Diagram of 137Cs cycle on landscape
137 植被自大氣吸附的 Cs當年便有93％被淋洗到土壤中，從土壤和水中吸收的 137 137 Cs數量極其微小，且吸收的 Cs在植物死亡腐爛後又釋放回到土壤中。 137 Cs來源於受侵蝕土壤吸附的 Cs隨泥沙輸入水體和水體表面的直 137 接沈降，在暴雨事件中，部分剛沈降的 Cs可能在土壤吸附之前從地面進入 137 水體。由大氣沈降的 Cs進入水體後便被水體中懸浮物吸附並隨之沈積於底 137 137 泥中，除溢岸洪水使 Cs在洪積平原上重新沈積外，水體底泥便成爲 Cs的 最終聚集地。 水體中的 Cs則來自大氣沈降和植被的淋洗、死亡植物的釋放，以及侵蝕土 137 壤顆粒的重新沈積、洪積平原和沿海地區洪水泛濫時的 Cs沈積。由於可忽 137 略土壤中化學和生物引起的 Cs有限遷移，因而土壤機械運動便成爲土壤 137 Cs重新分佈及由土壤向水體運動的主要方式。 土壤中的 137 降落到地表的 Cs迅速爲土壤粘粒和有機顆粒緊密吸附，基本不被雨水淋溶 和植被攝取，一旦被固定，便很難被其他離子置換替代，且由於自身的化學遷 137 移能力及被植物吸收的能力極弱(Ritchie J C，et al, 1985)， Cs在土壤表層 137 的再分佈主要是伴隨著土壤顆粒的機械運動而發生，這些特點加上 Cs具有 30.17a的半衰期並能放射出較強的γ射線(662kev)的特性，使人們不需對土壤樣 137 品進行特殊的化學處理與分離，便能方便地使用γ譜儀準確測量土壤中的 Cs 137 含量，因此， Cs是一種研究地表土壤侵蝕、泥沙輸移和沈積的良好示蹤同 137 位素。尤其在估算中期(40a左右)土壤侵蝕以及泥沙沈積方面， Cs示蹤法是 一種有效的方法。 Cs在較大範圍的沈降是不均勻的，但在不大區域的沈降還是均勻的， 137 137 所以通過對 Cs空間分佈的測定及根據 Cs在土壤剖面中的分異規律便可判 137 斷採樣點是受侵蝕還是沈積。假定 Cs在小區域均勻沈降，以大氣沈降輸入 137 137 和衰變後的 Cs含量作爲區域 Cs背景值，此值可通過測量未發生侵蝕與沈 137 137 積處的 Cs含量得到。當土壤剖面中的 Cs值小於背景值，意味著該剖面處 存在土壤流失；大於背景值，表明該剖面處有土壤沈積，於是便可通過測定 儘管

剥蚀地层厚度模型不论什么样的模型假设和程序，地层剖面中的不整合面破坏任何有规律的孔隙度-深度关系模型，所以在有沉积间断和地层遭剥蚀的情况下，回剥过程中应考虑被剥蚀地层的厚度值，从而将不整合面之下的地层恢复到地史时期的最大埋深，目前关于地层剥蚀量的计算，所用的方法较多，主要有以下几种：（1）地质对比法这是传统的地质法，即将遭剥蚀地区的地层与邻近地区相对剥蚀较少的地层对比，估计被剥蚀地层的厚度。

图示，背斜处剥蚀量最大，往翼部减小，至向斜处减至最小。

通过恢复剥蚀前原始构造剖面，并考虑厚度变化，可求得被剥蚀地层的厚度。

（2）声波时差（或孔隙度）外推作图法利用声波时差（或孔隙度）外推作图估计剥蚀厚度。

图4-示，在已知研究区古湖盆沉积物（C、B和A层）沉积后地表声波时差（或地表孔隙度φo）的条件下，将井实测的ΔtC、ΔtB、ΔtA（换算成φC、φB和φA）的正常趋势线从C、B和A层顶面向上延伸到相应各层沉积后地表Δto（或φo）处，则古湖盆的原始地表（Δto或φo）处的水平线至现在C、B和A层剥蚀面之间的地层厚度（Eco和Ebo）即代表该井C和B层被剥蚀的地层厚度。

声波时差（孔隙度）外推法恢复地层剥蚀厚度原理示意图（据庞雄奇等，1991）（3）沉积速率法剥蚀厚度和剥蚀开始时间的求取可以采用Guidish，T. M. 等（1964）的沉积速率法。

一个古剥蚀面代表着一段时限，在这个时限内有某一厚度的沉积被剥蚀了，于是这段时限实际包括了两部分：一部分是该厚度的沉积岩沉积时所用的时间，另一部分是该厚度的沉积岩被剥蚀所用的时间，如果知道被剥蚀岩层的沉积速度和不整合面上下岩层的绝对年龄，就可以计算出被剥蚀掉的沉积层厚度。

在计算时还需要作出关于剥蚀速率的判别，即剥蚀速率是等于不整合面以下岩层的沉积速率，还是不整合面以上岩层的沉积速率。

a图表示有沉积间断，其间并无剥蚀发生，取界面上下沉积岩的绝对年龄差即可算出其沉积间断的时限。

剥蚀类型分为以下 ４种形式 ： ①尖灭型 ； ②缺顶 型； ③褶曲截顶型 ； 残留型（ ２ 。 ④ 图 ）
维普资讯
第 ４期
陈拥锋等 ： 构造趋势法计算剥蚀量 的计算机实 现
３５ ４
取 该地层 在这 个褶 曲 中的最 大 厚 度 点 Ｏ， Ｏ点 为 以 起 始点 ， 按与 其下 伏 地层 相 同 的厚 度 变 化率 向两 边 延 伸 （ 以看 到 ， 可 这样 恢 复 的地 层 的 厚度 ， 际上 是 实 缺少有 力 的证 据 的 ， 这是 最小 地层厚 度 ， 但 若有 其它
造 剖面 图上 的横 坐 标 ； 为不 整 合 面与 被 剥 蚀 地 层
如 图 ３所 示 ， 残 留地层 中选取 一段 地层 ｙ 在 、
顶 界相 交处 的横 坐标 ； Ｄ 为不 整 合 面 与被 剥 蚀 地层 顶 界相交 处 的地层 厚度 ； 选 取 的参 考段 地 层 任 Ｄ为 意 点 的地 层 厚 度 ； 为选 取 的参 考 段地 层 任 意 点 Ｄ
为 了计 算 机处 理 ， 以 上地 质 处 理 过程 用 数 学 将
方法 来分 析 。
２ １ 缺顶 型 ．
式 （ ） ： 被剥蚀 地层 任 意点底 界 在构 造剖 面 图 １ 中 Ｙ为 上 的纵 坐标 ； ｙ为被 剥蚀 地 层 任 意 点 顶 界 在 构 造 剖 面 图上 的纵 坐 标 ； 为 被 剥 蚀 地 层 任 意 点底 界 在 构
收稿 日期 ：０ ６— ７—１ 编辑 ： ２０ ０ ３： 蒋艳
作者简介 ： 陈拥 锋 （９ ８ ） 男 ， １ ７一 ， 湖北 宜 昌 人 ， 理 工 程 师 ， 助 主要 从事盆地分析、 盆地 模 拟 研 究 ．
１ 地 质 模 型分 析

地层剥蚀是多期沉积盆地中普遍存在的现象[1-2],它对沉积盆地中油气的生成、运移和聚集等产生重要的影响。

恢复地层剥蚀厚度是进行地质构造演化史研究的一项很重要的内容,也是进行油气资源定量评价的重要基础工作[2]。

很多地质工作者进行了深入的研究,先后出现了近20种地层剥蚀厚度恢复的方法,比较常用的方法归纳起来有以下5类(图1)。

1 以Wyllie公式为模型计算的方法1.1 测井曲线法基本原理是,正常压实下碎屑岩孔隙度随深度的变化是连续的。

如果我们利用场波测井、密度测井资料或综合解释出的孔隙度曲线观察其变化趋势即可做出有无剥蚀的判断。

目前,人们最常用的是声波时差测井曲线(Magara,1976),一般用于测井曲线质量较高、剥蚀量较大且埋藏较浅时。

在正常压实情况下,页岩压实与上覆的负荷或埋深有关,孔隙度是页岩压实程度的度量,而声波测井资料直接反映了页岩压实程度的大小。

因此,根据正常的压实趋势,应用声波测井资料推算沉积层的压实程度,就可以估算被剥蚀地层的厚度。

它的应用依赖于正确确定地下沉积层的孔隙度-深度和声波传播时间-深度关系。

该方法的缺点是,当剥蚀面再度下沉至大于剥蚀厚度的深度以下时,因压实趋势改变,则无法计算出剥蚀量的大小。

2 地层对比的方法2.1 地层对比法地层对比法是比较传统的恢复剥蚀厚度的方法,即将要恢复剥蚀厚度的地层与邻区未被剥蚀的相同地层进行对比,求出其沉积厚度,除去该地层的残余厚度即可得到地层剥蚀量。

运用地层对比法求剥蚀厚度的原理如图2所示,图中Ⅰ,Ⅱ分别代表地层的深凹处(假设没有剥蚀的地层)和斜坡处(假设有剥蚀的地层)的钻井位,以C组地层为参考地层,即假设C地层在斜坡处没有剥蚀,则深凹处的地层厚度比为:λA=HA/HC其中,HA,HC分别为A地层和C地层在深凹处的厚度。

由地层对比法的原理可以计算斜坡处A地层在斜坡处的剥蚀厚度ΔHA:ΔHA=λA×HC’-HA’其中,HA’、HC’分别为A地层和C地层在斜坡处的厚度。

专利名称：地层剥蚀量计算方法专利类型：发明专利
发明人：李弘,林正良,吕慧,朱克申请号：CN201510290869.9申请日：20150530
公开号：CN106291695A
公开日：
20170104
专利内容由知识产权出版社提供
摘要：本发明提供一种地层剥蚀量计算方法，该方法包括：根据测井数据和地震数据标定井震时深，确定待计算区域地震层位；确定待计算区域的剥蚀地层界面及下伏完整地层的顶底界面；根据相邻层厚度比值及下伏层厚度计算上覆层沉积厚度；以及若计算值大于所述上覆层的残余层厚度，则超出部分为剥蚀厚度。

通过上述技术方案，结合使用地震数据和测井数据，根据地质沉积规律利用相邻层厚度比值计算地层剥蚀量，计算结果可靠、井间连续性强。

申请人：中国石油化工股份有限公司,中国石油化工股份有限公司石油物探技术研究院
地址：100728 北京市朝阳区朝阳门北大街22号
国籍：CN
代理机构：北京思创毕升专利事务所
代理人：刘明华
更多信息请下载全文后查看。

利用声波测井技术计算地层剥蚀厚度——以鄂尔多斯盆地为例、翁望飞;王建强;张蓉蓉;陈洪;桂小军【摘要】通过分析利用声波时差资料计算地层剥蚀量的方法原理及其适用条件,认为该方法能够用于计算鄂尔多斯盆地早白垩世以来遭剥蚀地层的厚度.计算结果表明,盆地剥蚀量较大的地区在神木、榆林、佳县等东部地带,剥蚀量可在1400m之上,由东往西剥蚀量逐渐降低,至环县、镇远等盆地西部地区,地层剥蚀量最低,仅在400m左右,反映出鄂尔多斯盆地的后期改造具东部强西部弱、边缘强内部弱的特点.【期刊名称】《新疆石油地质》【年(卷),期】2011(032)002【总页数】4页(P143-146)【关键词】鄂尔多斯盆地;声波时差;泥岩压实;地层剥蚀;早白垩世【作者】翁望飞;王建强;张蓉蓉;陈洪;桂小军【作者单位】安徽省地质矿产勘查局332队地调院,安徽,黄山,245000;西北大学,大陆动力学国家重点实验室,西安,710069;中国石化华东分公司,南京,210011;西北大学,大陆动力学国家重点实验室,西安,710069;西北大学,大陆动力学国家重点实验室,西安,710069【正文语种】中文【中图分类】P512.2活动性强、深部作用活跃，后期改造强烈，是中国沉积盆地的重要特点[1-3]，较大的地层剥蚀会对油、气资源的生成、运移及富集成藏产生重要的影响。

目前比较常用的计算地层剥蚀厚度的方法有4类：①地层对比类，包括地层对比法、参考层厚度变化率法、邻层厚度对比法、地震地层学法及未被剥蚀地层厚度趋势延伸法等；②沉积速率类，包括地质年龄差比与残留厚度乘积法、沉积速率比值法、沉积速率趋势法、剥蚀速率法及盆地波动分析法等；③地层压实-密度类，包括砂泥岩孔隙度法、物质平衡法、天然气平衡浓度法及声波时差法等；④热演化类，包括镜质体反射率法、包裹体测温法、磷灰石裂变径迹法、R o-TTI法及古地温梯度法等。

虽然恢复地层剥蚀厚度的方法很多，但尚无一种成熟有效的方法可以精确计算和确定任何地质条件下的地层剥蚀量。

一、利用声波时差法求取剥蚀量该方法的基本理论早在1976年分别由Magara、真柄钦次提出，泥质岩的压实过程不受时间因素的影响，而且压实作用是不可逆的，认为在有剥蚀的地区当不整合面以上沉积物的厚度小于剥蚀厚度时，将不整合以下泥岩的压实的压实趋势线上延至△t0处即为古地表，古地表与不整合面之间的距离即为剥蚀厚度，如图1-1所示。

当上覆岩层以粗粒沉积为主时，地压梯度较大，当上覆层以细粒沉积为主时，地压梯度较小。

所以，不同地区或同一地区不同时期的构造层造成的地压梯度不会完全相同。

据计算，以粗粒沉积（砂、砾岩夹少量泥岩，平均密度取值 2.7ｇ/ｃｍ3 ）为主的4000ｍ厚地层产生的压力相当于以细粒沉积（泥岩夹少量砂、砾岩，平均密度取值 2.1ｇ/ｃｍ3）为主的15143ｍ厚地层产生的压力。

因此在4000ｍ深度，如果被剥蚀老地层以粗粒沉积为主，而新沉积地层以细粒沉积为主，则在后者厚度比前者厚度大1000ｍ以上时，也能用声波时差法恢复被剥蚀地层厚度。

2）Ｃ新大于Ｃ老在这种情况下，如果老地层压实曲线位于新地层压实曲线左侧（见图1-9ａ），表示新地层对老地层施加的压力比被剥蚀地层剥蚀前对老地层施加的压力小，可以用声波时差法恢复剥蚀厚度。

但是，如果老地层压实曲线位于新地层压实曲线右侧（见图1-9ｂ），那么不整合面以下老地层多存在欠压实，不能用声波时差法恢复剥蚀厚度。

1、邻层厚度比值法（牟中海，2001年）在同一构造层内，地层的沉积具有继承性和持续性，根据这一特点，可依据保存完整的相邻层厚度(上覆层厚/下伏层厚)比值与下伏层厚度的乘积来估算上覆层沉积厚度，若估算值大于上覆残余层厚度，则超出部分为剥蚀厚度（图2-1）；否则，则上覆层未被剥蚀。

该方法除了仅限于在同一大的构造层内、不能跨越大的区域性不整合面计算外，有如下的特点：①与盆地的构造运动次数和升降幅度无关，不仅适合于单斜层，而且也适合于任意起伏的地层；②由于以地震资料为依据，控制点多，可信度高；③方法简单，只需要厚度资料，不需要剥蚀时间，可操作性强。

地层厚度趋势外延法测剥蚀厚度方法步骤步骤：趋势厚度法主要考虑的是在地层原始发育状态下不等厚的情况,一般由盆地原型中心向边缘渐变薄直至尖灭(除了某些盆地的断裂边缘有时陡然截断),其原理及步骤如下(见图1)。

1)找出地层剥蚀原点A。

通常受地震剖面长度限制,未剥蚀地层和剥蚀地层的准确界面难以确定,一般选取剖面上最接近盆地中心的视剥蚀原点A 。

(2)确定地层变薄率。

由视剥蚀原点A 向盆地方向找出地层厚度相对稳定变化的层段,即在地震剖面上可以可靠识别的层段,并选取B点(地层厚度稳定变化起点)。

量出A B的距离L, A 点和B点下方的层段厚度h0 和h0,利用下式,求出变薄率K。

K=(h0-h0. ) /L×100% (3)求算剥蚀地段原始厚度。

由视剥蚀原点A 向被剥蚀地段确定求算点C1、C2、C3、…、Cn和各点到B的距离L1、L2、L3、…、Ln。

利用下式求出各点地层原始厚度(Hi)。

Hi=H0-K×Li (i=1,2,…, n) (4)求算剥蚀厚度。

利用各点的原始厚度(Hi)减去各点的残留厚(hi),即得出各点的剥蚀厚度(hib):hib=Hi-hi (i=1,2,…, n)其中可靠识别层段的选取是关键技术,它不一定是准确含义上的地质层段,而是地震剖面中上界未被剥蚀,上、下界面清楚,在一定的范围内可连续追踪的层段。

当研究地层较厚时,如果下部为上超充填的地层,则要去除上超部分;如果研究剖面中部有较大的隆起,则要在其二侧分别寻找识别层段,并分别求取变薄率。

技术要点：(1)在地震剖面上一定是求取地层变薄率的层段,且具有上界未被剥蚀、上下界面清楚、在一定的范围内可连续追踪的特点。

(2)由于各个方向剥蚀程度不尽一致,所以视剥蚀原点A′所对应的地层就不完全相同,造成不同方向的地震剖面上选择的视层段也就不一样。

所以要尽可能寻找到最靠近盆地或凹陷中心的视剥蚀原点。

(3)当研究地层较厚时,如果下部为上超充填的地层,则要去除上超部分;因为上覆地层上超时,通常意味着较远处下伏地层的剥蚀,如果将上超部分计算在内,势必会造成将下伏地层的剥蚀计算在上覆地层中,也就最终导致剥蚀量的计算不准确。

地层厚度趋势外延法测剥蚀厚度方法步骤地层厚度趋势外延法是一种主要用于测量地层剥蚀厚度的方法。

该方法基于地层的堆积规律，通过观测地层剥蚀的趋势，并将其外推到未受侵蚀的区域，从而计算出剥蚀厚度。

下面是地层厚度趋势外延法测剥蚀厚度的方法步骤：1.确定测量区域：选择研究区域，并确定所需测量的剥蚀地层。

通常选择具有充分资料和较完整地层记录的区域进行测量。

2.收集地层资料：收集相关地质调查、地层剖面和地层记录等资料，包括地层的岩性、厚度、倾角和剥蚀信息等。

这些地层资料将用于确定地层的堆积规律。

3.确定地层趋势：根据收集到的地层资料，确定地层的堆积规律和趋势。

这一步骤可以通过绘制地层剖面图和解释地层数据来完成。

根据地层的特征和变化趋势，确定地层的平均倾角，以及堆积和剥蚀的规律。

4.校正地层资料：在确定地层趋势后，对收集到的地层资料进行校正。

根据确定的地层趋势，对地层厚度进行修正和调整，将其纠正为未受侵蚀的情况下的厚度。

5.外推地层趋势：将确定的地层趋势外推到未受侵蚀的区域。

通过绘制等厚线图或利用计算机辅助绘制地层剖面图，根据确定的地层趋势和校正后的地层资料，将地层的堆积趋势外推到未受侵蚀的区域。

6.计算剥蚀厚度：通过对外推的地层趋势进行分析和测算，计算未受侵蚀区域的地层剥蚀厚度。

根据外推后的地层厚度和校正后的地层资料，计算剥蚀厚度的平均值和变化范围。

7.分析剥蚀特征：根据计算得到的剥蚀厚度数据，进行分析和解释。

根据剥蚀厚度的分布和变化，分析剥蚀的机制和特征，推测剥蚀的原因和影响因素。

8.结果验证：对测量结果进行验证和检查。

可以进行实地观测和采样，与测量结果进行对比和验证，以确定测量方法的准确性和可靠性。

2.土壤流失控制比
土壤流失控制比=容许土壤流失量/治理后平 均土壤流失量
平均土壤流失量＝土壤流失总量/项目区面积
3.渣土防护率
项目水土流失防治责任范围内采取措施实际 挡护的永久弃渣、临时堆土数量占永久弃渣
和临时堆土总量的百分比。 渣土防护率=采取措施实际挡护的永久弃渣、
临时堆土数量/永久弃渣、临时堆土总量
1、侵蚀沟量测法 2、测钎法
1.侵蚀沟量测法
2.测钎法
在重点样区内选择样地，钢钎直径 0.5cm、长 50cm ，按 2m×2m 呈方格网状排列，钢钎垂直打入地下，在钉 帽上涂上油漆，编写编号。钢钎呈品字形布设，并沿地表 给钢钎涂上红漆，编号登记入册。定期观测钉帽距地面的 高度，并在样地内取土样测得土壤容重，进而可计算出土 壤侵蚀模数。
一、六项指标 二、监测方法
一、六项指标
1、水土流失总治理度 2、土壤流失控制比 3、渣土防护率 4、表土保护率 5、林草植被恢复率 6、林草覆盖率
1.水土流失总治理度
水土流失面积=实际发生水土流失的面积=扰动面积-建筑及硬 化面积
水土流失总治理度= (工程措施+植物措施)/(扰动面积-建筑及 硬化面积)
A=ρZS /1000 cosθ A——土壤侵蚀量（t） ρ ——土壤容重（t/ m3） Z——侵蚀厚度（mm） S——水平投影面积（m2） θ——斜坡坡度值
谢谢观看！ 2020
4.表土保护率
项目水土流失防治责任范围内保护的表土数量 占可剥离表土总量的百分比表Βιβλιοθήκη 保护率=保护的表土数量/可剥离表土总量
5.林草植被恢复率 6.林草覆盖率
林草植被恢复率=植物措施面积/(可恢复面积=水土 流失面积-复耕面积-工程措施面积)

1 土壤侵蚀量计算模型关于土壤侵蚀量的计算，目前国内外主要采用的是美国的通用土壤流失方程USLE(Universal Soil- Loss Equation)，作为一个经验统计模型，它是土壤侵蚀研究过程中的一个伟大的里程碑，在土壤侵蚀研究领域一度占据主导地位，并深刻地影响了世界各地土壤侵蚀模型研究的方向和思路。

由于USLE 模型形式简单、所用资料广泛、考虑因素全面、因子具有物理意义，因此不仅在美国而且在全世界得到了广泛应用。

“通用土壤流失方程式”的形式如下：P C S L K R A ⨯⨯⨯⨯⨯= 1-1式中：A ——土壤流失量（吨∕公顷·年） R ——降雨侵蚀力指标； K ——土壤可蚀性因子。

它是反映土壤吝易遭受侵蚀程度的一个数字。

其单位是，在标准条件下，单位侵蚀力所产生的土壤流失量；L ——坡长因子。

当其它条件相同时，实际坡长与标准小区坡长（22.1米）土壤流失量的比值；S ——坡度因子。

当其它条件相同时，实际坡度与标准小区坡度（9%）上土壤流失量的比值；C ——作物经营因子。

为土壤流失量与标准处理地块（经过犁翻而没有遮蔽的休闲地）上土壤流失量之比值； P ——土壤保持措施因子，有土壤保持措施地块上的土壤流失量与没有土壤保持措施小区（顺坡梨耕最陡的坡地）上土壤流失量之比值。

通用土壤流失方程的计算结果只适用于多年平均土壤流失量，而不能够代表当地某一年或某一次降雨所产生的土壤流失量。

当方程式右边每个因子值都是已知数时，即地块内的土壤种类、坡长、坡度、作物管理情况、地块内的土壤保持措施以及降雨侵蚀力都已知，且都被分别赋于一个适当的数值时，它们相乘后，就得出在此特定条件下所预报的年平均土壤流失量。

2 模型中各参数确定依据降雨侵蚀力指标R 值的确定R 值的确定有以下三种途径：（1）R 值的经典算法：美国学者威斯奇迈尔和史密斯（1985年）利用美国35个土壤保持试验站8250个休闲小区的降雨侵蚀资料统计得出R 指标与降雨动能E 及最大30分钟降雨强度I 30的经验关系，计算式如下：∑•=30I E R 1-2（2）R 值的简易计算：上式在实际应用中，计算降雨动能E 需要降雨过程，其计算是件繁杂的事情，故R 值简易计算的关键在于寻求一个通过常规降雨资料就可得到的参数，并建立它与R 值的经典算法的关系，省去动能E 的计算。