saber家的呆毛储藏室2333hh
范文一：基于多目标区域地球化学调查的中国土壤碳储量计算方法研究
第 16卷 第 1期
2009年 1月
地学前缘 (中国地质大学 (北京 ) ; 北京大学 )
Eart h Science Frontiers (China University of Geosciences ,Beijing ; Peking University )
Vol. 16No. 1J an. 2009
收稿日期 :2009201205; 修回日期 :2009201210
基金项目 :中国地质调查局财政部专项 “ 长江流域生态地球化学评价”
(基 [2008]GZTR02201) 作者简介 :奚小环 (1949—
) , 男 , 教授级高级工程师 , 地球化学专业 , 勘查地球化学学会副主任 。 3
通讯作者 :夏学齐 。 E 2mail :xiaxueqi @cugb. edu. cn
基于多目标区域地球化学调查的中国土壤碳储量 计算方法研究
奚小环 1, 杨忠芳 2, 夏学齐 2, 3, 李 敏 1
11中国地质调查局 , 北京 100037
21中国地质大学 (北京 ) 地球科学与资源学院 , 北京 100083
Xi Xiaohuan 1, Yang Zhongfang 2, Xia 2, 3, 1
11Chi na Geology S urvey , Bei j i ng 100037, 21S chool of Eart h Science , versit of (Bei j ing ) , B ei j ing 100083, China
Xi Xiaohu an , , Xia X ueqi , et al. C alculation techniques for soil carbon storage of China b ased on multi 2purpose geochemical survey. Ea rt h Science F rontiers ,2009,16(1) :1942205
Abstract :Soil carbon storage is an important parameter for the study of carbon cycling and global change. Ac 2curate calculation of this parameter is limited by data sources for a long time. Multi 2purpose geochemical sur 2vey , using a scheme of grid sampling and analyses f rom double layers (surface and deep layer ) , provides large quantities of precise soil geochemical data for soil carbon storage of China. This paper aims at developing a soil carbon storage calculation method to be used as the criterion for China Geological Survey. A concept of “ Unit Soil Carbon Amount (USCA ) ” , defined as the amount (weight ) of carbon storage in the unit area (4km 2) of multi 2purpose geochemical survey , was put forward as the basic unit to be cumulated for the calculation of soil carbon storage of a region or the whole China. On the basis of 414soil profiles from 14provinces , it was found that soil organic carbon (TOC ) , differing from soil inorganic carbon and other elements , has a trend of expo 2nentially decreasing with depth. Integral analysis of exponential curve contrasting with the linear model affords the uncertainties of linear model and exponential model for carbon storage calculation. It was found that the in 2tegration of TOC with the linear model has errors between +20%to +100%, much higher than that of the exponential model (-10%to +20%) . So , it was suggested that the “ Unit Soil Organic Carbon Amount (USCA TOC ) ” should be calculated by exponentially integrating TOC between the surface and deep soil layer. However , the “ Unit Soil Inorganic Carbon Amount (USCA TIC ) ” may be calculated by linear model. The “ Unit Soil Total Carbon Amount (USCA TC ) ” is the sum of the “ Unit Soil Organic Carbon Amount ” and the “ Unit Soil Inorganic Carbon Amount ” . It was also suggested that the soil nitrogen storage should be calculated by the scheme of exponential model similar to the organic carbon and that the “ Unit Soil Element Amount (USEA ) ” for all the other elements may be calculated by linear model like the inorganic carbon.
K ey w ords :multi 2purpose geochemical survey ; soil profile ; exponential model ; Unit Soil Carbon Amount
奚小环 , 杨忠芳 , 夏学齐 , 等 /地学前缘 (Earth Science Frontiers ) 2009, 16(1) 195 摘 要 :土壤碳储量问题在碳循环和全球变化领域具有重要意义 , 长期以来这一基本参数的计算受到数据来 源的制约 。 全国多目标区域地球化学调查采用双层网格化采样和分析 , 取得了大量高密度和高精度土壤地球 化学数据 , 为土壤碳库的高精度计算提供了数据基础 。 文中重点探讨利用这些数据计算土壤碳储量的方法 。 首先提出针对多目标区域地球化学调查数据的 “ 单位土壤碳量 (USCA ) ” 概念 , 用以代表调查数据基本面积单 元 (4km 2) 的碳储量 , 并作为区域和全国尺度土壤碳储量计算的基本单位 。 在收集分析 14个省市 414条的土 壤剖面数据的基础上 , 发现土壤有机碳 (TOC ) 的垂直分布与无机碳和其他元素不同 , 存在指数分布规律 , 运 用面积积分运算方法发现利用直线模型计算土壤有机碳库的误差 (+20%~+100%) 远大于指数模型的误差 (-10%~+20%) 。 因此 , 文中建议“ 有机碳单位土壤碳量 (USCA TOC ) ” 需使用指数模型拟合后积分求算 , 而 “ 无机碳单位土壤碳量 (USCA TIC ) ” 则使用直线模型 , “ 全碳单位土壤碳量 (USCA TC ) ” 采用两者加和计算 。文 中还分析了其他元素的垂直分布特征 , 并提出氮储量计算需采用与有机碳类似的方法 , 其他 (氧化 物 ) 储量采用与无机碳类似的方案 , () 。
关键词 :多目标区域地球化学调查 ; 土壤剖面 ; 指数模型 ;
中图分类号 :X142 文献标志码 :A 文章编号 :10052() 0194
0
地位 , 已持续多年成为各国关注的焦点 。全球碳储 库 , 包括大气 、 海洋及陆地碳储库等是地球系统碳 循环研究的基础 。 陆地生态系统碳储量及其变化在 全球碳循环和大气温室气体变化中起非常重要的作 用 , 是全球变化研究中的基本问题 。粗略估算全球 碳总量约为 38005~41880Pg [128], 其中全球陆地 土壤中碳总量约为 1200~2500Pg , 是大气碳库的 2倍 。 土壤具有吸收和排放碳的双重功能 , 据估计 土壤有机碳库变化 011%将导致大气圈 CO 2浓度 1 mg ? L -1的变化 [9210]。 土壤碳储量还直接影响土壤 肥力和农作物产量 。 因此精确计算土壤碳储量已成 为全球碳循环研究的核心问题 。但是 , 目前的主要 问题是缺乏系统的调查数据 [11], 对土壤碳库估算误 差较大 , 研究数据存在的 “失踪碳汇” (missing car 2 bon sink ) 问题 (即地球表层系统碳吸收与释放没有 达到平衡 ) , 存在 116~118Pg/a 的部分碳未知去 向 , 基本上认为这一碳汇存在于陆地生态系统 , 极可 能是温带土壤 [12213]。因此 , 任何以缺乏精确数据为 基础的关于碳循环和全球变化的研究都不能不回到 土壤碳库这一基本问题上来 。
由于 缺 少 系 统 的 地 表 土 壤 碳 含 量 调 查 数 据 [11213], 目前文献中关于我国土壤碳储量的估算均 以全国土壤普查的土壤碳含量及 1∶ 400万或 1∶ 1000万中国土壤分布图为基础 , 通过各种土壤类型 平均碳密度和土壤面积 , 以土壤类型法 、 植被类型 法或 模 型 法 来 估 算 我 国 1m 厚 度 的 土 壤 碳 储
227]。采用上述哪种方法估算土壤碳储量 , 主 要取决于不同类型土壤面积和土壤碳密度数据的 精确程度 。土壤类型及碳含量空间分布存在较大 变异性 , 使得土壤剖面代表性往往不够 , 因此文献 中所发表的土壤碳储量只能是在现有资料基础上 作出的推算 。
中国地质调查局自 1999年开始实施全国多目 标区域地球化学调查工作 [28], 至 2008年调查面积 达到 160万 km 2, 覆盖我国大陆 31个省 (区 、 直辖 市 ) 主要农田 、 城市 、 河流 、 湖泊 、 近海及森林等各类 生态系统 , 各种土壤类型 , 各种气候景观及地理地貌 单元等 。 多目标区域地球化学调查采用双层网格化 土壤测量 、 湖底沉积物测量及海底沉积物测量方 法 ① , 系统采集土壤及沉积物表层 (0~20cm ) 和深 层 (150cm 以下 , 丘陵山区和西部高原等土壤层较 薄地区由土壤平均厚度确定采样深度 ) 样品 。土壤 测量采样密度分别为 :表层样品为 1~2个点 /km 2, 深层样品为 1个点 /4km 2。 湖底沉积物测量采样密 度 , 表层样品为 1个点 /4km 2, 深层样品为 1个点 / 16km 2。 海底沉积物测量 (退潮线 10m 水深以浅 海域 ) 采样密度 , 表层样品 1个点 /(4~16) km 2, 深 层样品为 1个点 /(16~32) km 2。 样品分析密度 , 土 壤测量表层样品按照 1个点 /4km 2组合分析 , 深层 样品按照 1个点 /16km 2组合分析 , 湖底沉积物测 量与海底沉积物测量均分析单点样 。采用以 X 2射 线荧光光谱仪 、 等离子体质谱仪和等离子发射光谱 仪等大型精密分析仪器分析样品中 54种元素指标 ,
① 中国地质调查局 . 多目标区域地球化学调查规范 (1∶ 25万 ) , DD20052011北京 ,2005.
196
奚小环 , 杨忠芳 , 夏学齐 , 等 /(Earth Science Frontiers ) 2009, 16(1)
其中有机碳 、 全碳分别采用重铬酸钾容量法和 X 2射 线荧光光谱法或酸碱容量法分析 。 要求分析准确度 (Δlg C ) 控制在 0110~0112, 精密度 (RSD ) 控制在 10%~20%, 报出率达到 98%以上 。对分析质量采 用全国质量监控制度进行控制 。 由于多目标区域地 球化学调查采用统一的采样方法 、 分析方法及质量 监控制度 , 取得土壤有机碳 、 全碳等 54种元素和氧 化物高精度数据信息可以进行全国对比 , 为精确估 算我国土壤碳储量及其他元素 (氧化物 ) 储量奠定了 可靠基础 。
本文针对我国多目标区域地球化学调查取得土 壤有机碳数据特点 ,
行讨论 , , 平 ,
1 单位土壤碳量与计算模式研究
111 单位土壤碳量
依据全国多目标区域地球化学调查取得的高密 度和高精度有机碳 、 全碳数据 ,2008年提出单位土 壤碳量概念 [29], 采用 4km 2网格为计算单元 , 即以 多目标区域地球化学调查确定的土壤表层样品分析 单元为计算单位 , 土壤表层样碳含量及其对应的深 层样碳含量 (分析单元为 16km 2) , 分别代表计算单 位表层土壤碳含量与深层土壤碳含量 , 依据土壤碳 含量分布模式计算得到单位土壤碳量 , 对单位土壤 碳量进行加和计算取得土壤碳储量 。 湖底沉积物测 量与海底沉积物测量同样比照单位土壤碳量要求计 算碳储量 。
单位土壤碳量采用网格化计算单元 , 基本解决 了土壤表层空间有机碳的计算问题 。 但是在利用土 壤表层和深层样品计算一定深度的碳含量时 , 由于 垂直采样空间的不连续 , 有必要进一步研究深层空 间有机碳分布特征和计算方法 , 使单位土壤碳量更 加逼近真实含量 。据国内外学者研究 , 从土壤表层 至深层碳含量主要存在两类可能的分布模式 [12], 即 直线分布模式和指数分布模式 。奚小环等 [29]尝试 采用直线分布模式计算单位土壤碳量 , 在我国代表 性地区进行碳储量计算研究 , 取得大量数据 。近年 来全国各省区依据多目标区域地球化学调查深入开 展生态地球化学评价 , 对土壤剖面包括有机碳在内 的各种元素分布特征进行研究 。本文汇集了 14个 省典型土壤剖面的研究成果 , 提取我国土壤有机碳 和总碳以及其他元素分布的详细数据资料 , 对有机 碳指数分布模式进行具体研究对比 , 寻求优于直线 模式的更为精确和具有科学性 、 可操作性及普适性 的土壤碳库计算模型 。
“ 单位土壤碳量” 提出以前 , 有 3个层次上的 4个概念与土壤碳库计算有关 , 即土壤碳含量 、 土壤容 质量 、 土壤碳密度和土壤碳储量 , 指单 %或 g/kg , 每
, 它属于第一个层
重量 ) , 一般用 g/cm 3或 t/km 3表示 , 计算土壤碳 库使用的是干容质量 , 即单位体积土壤干质量 , 也属 于第一个层次的概念 ; 土壤碳密度 , 指单位面积 (km 2) 中一定厚度的土层中碳储量 (质量 ) ; 一般单 位为 kg/m 2、 t/km 2等 , 它是土壤含量值在垂直方向 上一定厚度内的积分 (或累加 ) 结果 , 因此属于第二 个层次上的概念 。 土壤碳储量指一定面积内一定深 度土壤的碳储量 (质量 ) , 一般用质量单位表示 , 经常 使用的单位有 t 、 Gt 、 Pg 等 , 它是土壤碳密度在水平 二维空间内积分 (或累加 ) 的结果 , 因此属于第三个 层次的概念 。 奚小环等 [29]2008年依据全国多目标 区域地球化学调查取得高密度和高精度有机碳 、 全 碳数据 , 提出 “ 单位土壤碳量” 的概念 , 采用 4km 2网 格为计算单元 , 即以多目标区域地球化学调查确定 的土壤表层样品分析单元为计算单位 , 土壤表层样 碳含量及其对应的深层样碳含量 (分析单元为 16 km 2) , 分别代表计算单位表层土壤碳含量与深层土 壤碳含量 , 依据其含量分布模式计算得到单位土壤 碳量 , 对单位土壤有机碳量进行加和计算取得土壤 碳储量 。 “ 单位土壤碳量” 概念针对多目标区域地球 化学调查数据的基本单元 , 用以表达多目标区域地 球化学调查基本单元 (4km 2) 内的碳储量 , 在数值 上等于以 t/km 2为单位的 “土壤碳密度” 的 4倍 , 应 属于第二个层次上的概念 。
112 剖面数据特征
土壤剖面数据来源于我国具有代表性的 14省 多目标区域地球化学调查地区 (表 1) , 共计 414条 剖面有机碳 、 总碳及其他元素和氧化物的数据 。 各省土壤剖面取自不同地点和部位 , 有机碳分 布状态存在地区性和沉积类型之间的差异 。 为研究
奚小环 , 杨忠芳 , 夏学齐 , 等 /地学前缘 (Earth Science Frontiers ) 2009, 16(1) 197
图 1 各省土壤剖面有机碳平均含量垂向剖面
Fig 11 Trend of average TOC content with depth for the 14provinces
表 1 14省土壤剖面分布情况
Table 1 Summary of the profiles f rom the 14provinces
省市区 剖面条数
采样深度 /cm
采样间隔 /cm
安徽 650~16020湖北 360~16040海南 220~16020江西 590~20020黑龙江 50~20020四川 320~15020福建 140~20040辽宁 630~20020河北 320~20020江苏 200~20010吉林 150~20010山东 120~20010山西 150~40020河南
24
0~200
20
注 :土壤碳储量 , 分别对各省土壤剖面有机碳数据进行 平均计算 , 取得各省平均土壤剖面有机碳数据 , 以代 表各省有机碳的总体垂直分布趋势 。 各省土壤剖面有机碳平均含量计算方法 :
C i , 省 =
n
∑ n
j =1
C
i , j
式中 , C i , 省 表示某省土壤剖面中第 i 层平均有机碳 含量 (%) ; C i , j 表示该省第 j 条剖面中第 i 层土壤的 有机碳含量 (%) ; n 。图 1为各 。
:
i , =
n
∑ n
j =1
C
i , j
, C i , 全国 表示全国土壤剖面中第 i 层土壤平均有
198 奚小环 , 杨忠芳 , 夏学齐 , 等 /(Earth Science Frontiers ) 2009, 16(1)
机碳含量 (%) ; C i , j 表示某省第 j 条剖面中第 i 层土 壤的有机碳含量 (%) ; n 为全国统计剖面数 。图 2为全国土壤剖面有机碳平均含量变化趋势
。 图 2 全国土壤剖面有机碳平均含量变化趋势
Fig 12 Trend of average TOC content with depth
for the whole China
113 碳库计算的数学本质
从数学角度看 , 计算土壤碳储量本质 , 就是对土 壤碳含量和土壤容质量两个参数乘积的三维立体方 向 (3个方向 ) 的积分 (图 3) 。
用数学公式表达为 图 3 土壤碳储量计算的三维积分示意图
Fig 13 Sketch map of 32dimensional integration
for carbon stock calculation
C =
μf (c ×ρ) d x d y d z
式中 , C 为一定体积内的土壤碳储量 ; c 表示土壤碳
含量值 ;
ρ表示土壤容质量 ; x , y 轴表达地球表面的 水平二维空间 , z 表达垂向空间 。 而计算 “土壤碳密度” 的本质是对土壤剖面在垂 直 (z ) 方向的积分 , 用公式表达为
C z =
∫
(c ×ρ) d z
当假设剖面土壤容质量为常数时 ,
C z ≈ ρ×∫
c d z =ρ×A
式中 A 的面积 。
27, 主要思路是按照 , 选取各类 , 对土壤剖面逐层加和累积计 算 “ 土壤碳密度” , 完成垂直方向 (z 轴方向 ) 的积分 ; 而在水平方向 (x , y 空间 ) 上 , 则假设同一土壤类型 区或植被类型区内土壤碳密度为常数 , 直接与类型
区面积乘积完成积分过程 。显然 , 这种方法在 z 轴 方向的积分具有数据基础 , 但是忽略了在水平方向 上同一区内土壤碳含量和土壤碳密度的空间变化 , 因此 , 这种假设是影响该方法数据准确性的主要因
素 , 也是限于缺乏系统碳数据的不得已之举 。 114 直线模型及存在问题 目前基于多目标区域地球化学调查的土壤剖面
直线模型有平均法和分段法两种计算方法 。
(1) 平均法 。平均法采用土壤表层和深层有机 碳算术平均值与计算深度直接乘积完成垂直方向上 的积分 [29], 以 4km 2为单元计算单位土壤碳量 , 在 水平方向上加和 , 完成平面空间的积分 。单位土壤 有机碳量的计算公式为
U SCA 0~118m , TOC =[(TOC 表 +TOC 深 )
÷2×ΔD ]×4×104×
ρ式中 , U SCA 0~118m , TOC 表示采样深度至 118m 时单 位土壤有机碳量 , TOC 表 为表层土壤有机碳含量 ,
TOC 深 为深层土壤有机碳含量 (即表层样对应的深 层样碳含量 ) (后文同 ) ; 数值 4为单位土壤面积 (km 2) ,104为单位土壤面积换算系数 , ρ为土壤容
重 (t/m 3) ,
ΔD 为采样厚度 。 (2) 分段法 。该方法把土层分为两部分分别计 算土壤碳库值 。
表层 (0~0120m ) :U SCA 0~012m =TOC 表 ×ΔD ×4×104×
ρ深 层 (0120~1180m ) :(U SCA 012~118m ) =
奚小环 , 杨忠芳 , 夏学齐 , 等 /地学前缘 (Earth Science Frontiers ) 2009, 16(1) 199
TOC 深 ×ΔD ×4×104×
ρ图 4 A a 、 A b 、 A c 计算模型示意图
Fig 14 Calculation of A a , A b and A c
U SCA 0~012m 表示表层单位土壤有机碳量 , 计算 时 ΔD 取 012m 。 U SCA 012~118m 表示 012~118m 土 壤厚度 , 一般采样厚度 ΔD 取 116m 。
为对比平均法和分段法计算结果 , 分别计算 了各典型实验区 0~118m 土壤有机碳库 (表 2) 。
对比显示 , 平均法计算结果高出分段法 115~210
倍 。
表 2 平均法和分段法计算有机碳库结果比较
Table 2 Comparison of results f rom the two methods 计算方法 平均法 /亿 t
分段法 /亿 t
洞庭湖区 9. 45955. 2327江汉平原 9. 20242831河北平原 9. 25. 6852. 0177
115 各省以及全国土壤有机碳含量平均剖面 (图 1和图 2) 显示 , 有机碳含量分布一般从表层至深层递 减 , 表层递减速率较快 , 深层逐渐减慢 , 符合指数模 型的空间变化规律 , 假设土壤剖面由表层至深层 , TOC 按照以下指数模型递减
y =a ? e bx
则该曲线必定通过点 (TOC 表 , d 1) 和 (TOC 深 , d 2) 。 其中 d 1表示表层土壤中心深度 , 由于表层采样一般 为 010~012m , 因此取 0110m , d 2为深层采样点深 度 。将两点坐标代入指数模型公式 , 解方程可得
a =e TOC ? ln d -TOC ? ln d TOC 深 -TOC 表
b =
TOC 表 -TOC 深
指数曲线段 (TOC 表 , d 1) -(TOC 深 , d 2) 与纵
横坐标轴围成面积 (图 4c ) :
S 1=∫
TOC 表
TOC 深
a e bx
d x +TOC 深 ? d 2
=ln d 1-ln d 2
+TOC 深 ? d 2
计算表层至 1m 深处土壤有机碳储量时 , 土壤有机
碳库计算深度为 d 3, 则求指数曲线段 (TOC 表 , d 1)
-(t 3, d 3) 与纵横坐标轴围成面积 :
S =
TOC 表
x
bx
d d 3
式中 , 3, (t 3,
3) t 3=ln d 3-
TOC 表 -TOC 深
代入后得
S 2=
ln d 1-ln d 2
+TOC 深 ? d 3
116 不同模型对比与误差分析
寻找土壤有机碳含量随深度变化的数学函数 (即数学模型 ) , 是利用多目标区域地球化学调查数 据计算土壤碳库的关键问题 。 两种模型主要是垂直 方向上的简化和积分过程处理的不同 , 因此 , 利用剖 面数据 , 进行真实积分面积 (A ) 与简化模型积分面 积的对比 , 可以确定两种方法的相对误差 。设表层 (0~20cm ) 和深层 (180cm ) 土壤有机碳含量分别为 TOC 表 和 TOC 深 , 用 d 1表示表层样品采样层位的中
心点的深度 (一般为 10cm ) , d 2表示深层样品的采 样深度 (一般取 180cm ) 。将剖面线分别简化为 a. 直线模型 ;b. 分段直线模型 ;c. 指数曲线模型 。直线
200 奚小环 , 杨忠芳 , 夏学齐 , 等 /
(Earth Science Frontiers ) 2009, 16(1)
模型采用直线公式计算 , 曲线模型采用指数公式计 算 。 分别计算模型曲线与坐标轴围成的面积 A a 、 A b 和 A c :
(1) A a 计算时 , 把剖面简化为通过点 (TOC 表 , 0) 和 (TOC 深 , d 2) 直线 , 计算公式为
A a =(TOC 表 +TOC 深 ) ×d 2/2
(2) A b 计算时 , 把剖面曲线简化为两段垂线 , 计
算公式为
A b =ΔD 表 ×TOC 表 +(d 2-ΔD 表 ) ×TOC 深
ΔD 表 表示表层样品的采样厚度 , 一般为 20cm (3) A c 计算时 , (TOC 表 , d 1) 和 (TOC 深 , y =e
的指数曲线 , A c =S 1=
ln d 1-ln d 2
+TOC 深 ? d 2
(4) 真实积分面积 (A ) 的求算采用各省平均土
壤剖面有机碳实测剖面分层累加的方法 , 由每条平 均剖面曲线与横坐标和纵坐标 (深度 d ) 围成的面 积 , 计算方法如下
A =
∑ n
i =1
A
i
A i =(TOC i +TOC i -1) ×(d i -d i -1) /2
式中 , A 表示剖面曲线与坐标轴围成的面积 ; A i 表 示图 5中第 i 层梯形部分的面积 ; TOC i , d i 分别表 示第 i 层 TOC 值 (%) 和中心处深度 (cm ) ; TOC i -1, d i -1分别表示第 i -1层 TOC 值 (%) 和中心处深 度 (cm ) , 当 i 为 1时 , 取 TOC 0=TOC 1, d 0=0。
利用逐层累加法对实测土壤剖面积分可以得到 真实面积 (A ) , 而根据剖面表层和深层可以确定直 线或曲线模型 , 模型与坐标轴围成的面积 (A a , A b 或 A c ) 与真实面积 (A ) 的偏离程度决定了采用多目 标区域地球化学调查数据计算碳库结果的误差程 度 。 表 3为利用各省平均剖面采用不同方法模型计 算面积与真实面积的偏离程度 。从结果可以看出 , 平均 法 平 均 误 差 在 53%左 右 , 分 段 法 平 均 误 差 -18%, 指数模型平均误差 5%。结果表明 , 采用指 数模型法对多目标区域地球化学调查数据进行土壤 碳库计算误差最小
。
图 5 真实面积逐层累加积分示意图
Fig 15 True area calculation by cumulating layer by layer
表 3 各种方法误差分析
Table 3 Comparison of the errors from the methods 地区 表深平均法
表深分层法
指数模型法
安徽 61%-16%8%湖北 48%-10%-1%江西 81%-19%18%山西 30%-21%0%辽宁 19%-25%-1%海南 95%-14%10%黑龙江
40%-23%0%四川 58%-14%16%福建 22%-31%-6%河南 55%-12%16%河北 40%-17%9%江苏 35%-25%-11%吉林 51%-35%-2%山东
49%
-16%
13%
117 单位土壤有机碳量计算方法
基于以上分析 , 给出利用多目标区域地球化 学调查数据进行 “有机碳单位土壤碳量” 的计算方 法如下 :当计算全层深度 (一般为 0~118m ) 范围土壤 有机碳密度时 , 指数模型积分面积 S 1为 S 1=ln d 1-ln d 2
+TOC 深 ? d 2
式中 , TOC 表 为表层土壤有机碳含量 , TOC 深 为深 层土壤有机碳含量 , 单位均为 %; d 1取表层土壤中 心深度 011m ; d 2为深层土壤采样深度 , 一般取 118m 。
奚小环 , 杨忠芳 , 夏学齐 , 等 /地学前缘 (Earth Science Frontiers ) 2009, 16(1) 201
计算 0~110m 深度范围内的土壤有机碳密度 时 ,
S 2=
ln d 1-ln d 2
+TOC 深 ? d 2
式中 , d 3取 110m , 当然 d 3亦可取 d 1到 d 2间其他 值 , 计算结果表示 0至 d 3的积分面积 。
土壤有机碳密度 =S ×104×ρ
式中 ,104为单位换算系数 , ρ为土壤容质量 (t/m 3) , S 根据所求深度范围取 S 1或 S 2。使用以上标注单 位求出的 “土壤有机碳密度” 乘 4km 2, 即为 “有机碳 单位土壤碳量” 。
2
物 )
, 采用指数模型计 算单位土壤碳量更加逼近真实含量 。 氮含量分布特 征与有机碳基本一致 , 采用同样方法可进行单位土 壤氮量计算 。 包括无机碳在内其他 51种元素 (氧化 物 ) 含量分布一般为直线模型 , 按照直线公式计算单 位土壤元素量和单位土壤氧化物量 。 在全国多目标 区域地球化学调查基础上 , 为有利于各地区进行对 比研究 , 提出以下区域土壤碳储量及元素 (氧化物 ) 储量计算方法和要求 。
211 单位土壤碳量计算方法
土壤碳储量采用单位土壤碳量为单元进行加和 计算 。 单位土壤碳量用 U SCA 表示 , 要求按照深层 (0~118m ) 、 中层 (0~110m ) 和表层 (0~012m ) 3种深度分别计算有机碳 (TOC ) 、 无机碳 (TIC ) 和全 碳 (TC ) 储量 , 依次表示为 U SCA TOC , h 、 U SCA TIC , h 和 U SCA TC , h 。其 中 h 为 深 度 , 如 有 机 碳 U S 2 CA TOC ,0~118m 、 U SCA TOC ,0~110m 、 U SCA TOC ,0~012m 。 21111 有机碳单位土壤碳量 (U SCA TOC ) 计算方法 (1) 深层有机碳单位土壤碳量计算。 计算公式为 单位土壤碳量 (U SCA TOC ,0~118m ) =TOC ×ΔD ×4×104×ρ
式中 ,U SCA TOC ,0~118m 表示 0~118m 深度单位土壤 有机碳量 (t ) 。式中 TOC 为有机碳含量 (%) , ΔD 表示采样厚度 , 平原盆地一般为 118m , 丘陵山区和 西部高原等土壤层较薄地区由土壤平均厚度确定采 样厚 度 , 如 U SCA TOC ,0~112m 、 U SCA TOC ,0~018m 等 。 4为单位土壤面积 (km 2) ,104为单位土壤面积换算系 数 , ρ为土壤容质量 (t/m 3) 。 TOC 表示计算层平均 TOC 含量 , 计算公式为
TOC =
d 2(ln d 1-ln d 2)
+TOC 深 式中 , TOC 表 为表层土壤有机碳含量 , TOC 深 为深 层土壤有机碳含量 , 单位为 %。 d 1取表层土壤中间 深度 011m , d 2取 118m (或实际采样深度 ) 。 (2) 中 层 有 机 碳 单 位 土 壤 碳 量 (U S 2 CA TOC ,0~110m (深 h ) ) 计算 。
(U ,01(深 118m ) ) =TOC ×4×ρ
, ,0~0m (118m ) 118m , TOC 计算公式为
TOC =
d 3(ln d 1-ln d 2)
+TOC 深
式中 d 3=110m , 其他参数同前 。低山丘陵和西部 高原区当实际采样深度达不到 118m 时 , 取实际采 样深度值 。 当实际采样深度为 110m 或小于 110m 时 , 仍应采用深层有机碳单位土壤碳量计算公式 。 (3) 表层有机碳单位土壤碳量计算。 计算公式为 单位土壤碳量 (U SCA TOC ,0~012m ) =TOC ×ΔD ×4×104×ρ
式中 TOC 取表层土壤实测含量值 TOC 表 。
21112 无机碳单位土壤碳量 (U SCA TIC ) 计算方法 (1) 深层无机碳单位土壤碳量计算。 计算公式为 U SCA TIC ,0~118m =[(TIC 表 +TIC 深 ) ÷2]×ΔD ×4×104×ρ
式中 , TIC 表 与 TIC 深 分别由全碳实测数据减有机 碳获得 , 单位为 %; 其他参数同前 。
(2) 中 层 无 机 碳 单 位 土 壤 碳 量 (U SCA T 2 IC , 0~110m (深 h )
) 计算 。 计算公式为
U SCA TIC ,0~110m (深 118m ) =[(TIC 表 +TIC 110m ) ÷2]×ΔD ×4×104×ρ
式中 ,U SCA TIC ,0~110m (深 118m ) 表示采样深度 118m 时 计算 110m 深度无机碳量 。 ΔD 为 110m 。 TIC 110m 采用内插 法确 定 , 当 采样 深度为 式中 118m 时 , TIC 110m =5/9TIC 深 +4/9TIC 表 。当采样深度达不 到 118m 时 , 取实际采样深度值 , 如采样深度为 115 m 时 , 表示为 U SCA TIC ,0~110m (深 115m ) , 则 TIC 110m =2/ 3TIC 深 +1/3TIC 表 。 TIC 表 与 TIC 深 由全碳实测数 据减有机碳取得 。当实际采样深度为 110m 或小 于 110m 时 , 仍采用深层无机碳单位土壤碳量计算 公式 。
202
奚小环 , 杨忠芳 , 夏学齐 , 等 /(Earth Science Frontiers ) 2009, 16(1)
(3) 表层无机碳单位土壤碳量计算 。计算公式 为
U SCA TIC ,0~0120m =TIC 表 ×ΔD ×4×104×ρTIC 表 由全碳实测数据减有机碳取得 。
21113 全碳单位土壤碳量 (U SCA TC ) 计算方法 (1) 深层全碳单位土壤碳量计算 。 计算公式为 USCA TC ,0~118m =USCA TOC ,0~118m +USCA TIC ,0~118m 当实际采样深度达不到 118m 时 , 取实际采样深 度值 。
(2) 中层全碳单位土壤碳量 (USCA TC ,0~110m (深 h ) ) 计算。 计算公式为
U SCA TC ,0~110m (深 118m ) =U SCA TOC ,0~110m (深 118m ) +U SCA TIC ,0~110m (深 18
值 。
(3) 。 计算公式为 U SCA TC ,0~012m =U SCA TOC ,0~012m +U SCA TIC ,0~012m 212 单位土壤元素量和单位土壤氧化物量计算方 法
元素和氧化物储量计算 , 采用单位土壤元素量 和单位土壤氧化物量为单元进行加和计算 , 分别表 示为 U SEA 元素 与 U SEA 氧化物 , 如 U SEA Ag 、 U SEA Se 、 U SEA SiO
2
等 。 要求按照深层 (0~118m ) 、 中层 (0~ 110m ) 和表层 (0~012m ) 3种深度分别计算 , 表示 为 U SEA 元素 , h 或 U SEA 氧化物 , h , 如 U SEA Ag ,0~118m 、 U SEA Ag ,0~110m 和 U SEA Ag ,0~012m 。
21211 单位土壤氮量计算方法 。采用有机碳单位 土壤碳量计算方法 。
(1) 深层单位土壤氮量计算 。 计算公式为 单位土壤氮量 (U SEA N ,0~118m ) =N ×ΔD ×4×104×ρ
U SEA N ,0~118m 表示 0~118m 深度单位土壤氮量 (t ) 。 N 计算公式为
N =
d 2(ln d 1-ln d 2)
+N 深
式中 , N 表 、 N 深 分别为表层和深层土壤氮含量 , 单位 为 %。 其余参数和要求同深层有机碳单位土壤碳量 公式 。
(2) 中层单位土壤氮量 (U SEA N ,0~110m (深 h ) ) 计 算 。 计算公式为
单位土壤氮量 (U SEA N ,0~110m (深 118m ) ) =N ×ΔD ×4×104×ρ
U SEA N ,0~110m (深 118m ) 表示采样深度 118m 时计 算 110m 深度氮量 , 式中 N 计算公式为
N =
d 3(ln d 1-ln d 2)
+N 深 参数和要求同中层有机碳单位土壤碳量计算 。 (3) 表层单位土壤氮量计算 。 计算公式为 单位土壤氮量 (U SEA N ,0~012m ) =N 表 ×ΔD ×4×104×ρ
21212 其他单位土壤元素量 (氧化物量 ) 计算方法 。 元素含量 %(43项 ) :Ag 、 As 、 Cr 、 Cu 、 F 、 、 I 、 Ni 、 P 、 Pb 、 Rb 、 S 、 、 Th 、 Ti 、 Tl 、 U 、 V 、 W 、 Y 、 Zn 和 Zr 。 (7项 ) :SiO 2、 Al 2O 3、 TFe 2O 3、 MgO 、 CaO 、 Na 2O 和 K 2O 。
(1) 深层单位土壤元素量 (氧化物量 ) 计算 。以 Ag 为例 , 计算公式为
单位土壤元素量 (U SEA Ag ,0~118m ) =[(Ag 表 + Ag 深 ) ÷2×ΔD ]×4×104×ρ
参数和要求同深层无机碳单位土壤碳量计算 。 (2) 中 层 单 位 土 壤 元 素 量 (氧 化 物 量 ) 计 算 (U SEA Ag ,0~110m (深 h ) ) 。 计算公式为
U SEA Ag ,0~110m (深 118m ) =[(Ag 表 +Ag 110m ) ÷2]×ΔD ×4×104×ρ
参数和要求同中层无机碳单位土壤碳量计算 。 (3) 表层单位土壤元素量 (氧化物量 ) 计算 。计 算公式为
U SEA Ag ,0~0120m =Ag 表 ×ΔD ×4×104×ρ213 土壤碳储量及各类元素 (氧化物 ) 储量统计要求 (1) 统计分类 。划分为土壤类型 、 成土母质类 型 , 生态系统 、 地貌景观以及土地利用方式等 。 (2) 统计级次 。划分为国家级 、 流域级 、 省区级 和市县级 , 划分原则为 ① 国家级 :全国 ; 土壤类型划 分到土纲 、 土类 ; 成土母质类型 ; 土地利用划分为农 用地 、 建设用地和未利用地 ; 生态系统划分为农田 、 城市 、 河流 、 海域 、 森林 、 湖泊 、 湿地 、 草原和矿山等 ; 地貌景观划分为平原 、 盆地 、 丘陵 、 山地等 ; 经济区划 分为长江流域 、 黄河流域 、 东北平原和沿海经济带 等 ; 地理分区划为东部 、 中部和西部 ; 气候景观划分 为热带亚热带 、 温带暖温带及高寒地带 ; 行政区划为 省 、 区和直辖市 。 ② 流域级 :全流域 ; 土壤类型划分 到土类 、 亚类 ; 成土母质类型 ; 土地利用划分为耕地 、 园地 、 林地 、 草地 、 水域 、 建设用地和未利用地 ; 鄱阳
奚小环 , 杨忠芳 , 夏学齐 , 等 /地学前缘 (Earth Science Frontiers ) 2009, 16(1) 203 湖 、 洞庭湖 、 太湖 、 洪泽湖 、 巢湖等湖泊 ; 珠江 、 淮河 、
海河 、 辽河 、 松花江 、 雅鲁藏布江等流域 ; 长江中下游
平原 、 华北平原 、 东北平原 、 黄土高原及四川盆地等 。
生态系统 、 地貌景观同上 。 ③ 省区级 :省区 ; 土壤类
型划分到亚类 、 土属 ; 成土母质类型 ; 各市 、 县 。 其他
类型依据实际需要参照流域级细化统计单位 。 ④ 市
县级 :市县 ; 土壤类型划分到土属 、 土种或变种 ; 成土
母质类型 ; 各乡 、 镇 。 其他类型依据实际需要参照省
区级细化统计单位 。
(3) 数据质量 。全国多目标区域地球化学调查
数据截止日期为 2008年 , 调查面积为 160万 km 2。
所有元素指标应通过正式验收 ,
各省区权威部门正式出版资料 。
(4) 表例 ()
表 4 X 省 (T OC, h , 土壤类型 )
Table 4 for X region X province
USCA TOC , h ,soil type )
土 类 亚类 碳储量 /t 比例 /%面积 /km 2比例 /%
平均碳储量 /(t ? km -2)
紫 色 土 酸性紫色土 276292153.3011443.0024151中性紫色土
……
小计
黄 壤 典型黄壤 黄壤性土 …… 小计
…… ……
汇总
注 :土壤类型按 《 G B/T 1729622000中国土壤分类与代码》 划分。
表 5 X 省 X 地区土壤有机碳储量 (USCA T OC,0~110m(深 118m) , 土地利用分类 )
Table 5 Soil carbon storage for X region X province (USCA TOC ,0~110m (深 118m ) , land use type )
大类 一级 碳储量 /t 比例
/%
面积
/km 2
比例
/%
平均碳储量 /(t ? km -2)
农 用 地 耕地 36553272643. 661688044. 3121655园地
林地
草地
水域
小计
建设 用地 居民点及 工矿用地
交通用地 小计
未利用地
汇总
注 :土地分类据全国农业区划委员会 1984年的 《土地利用现状 调查技术规程》 划分。 表 6 X 省 X 地区土壤有机碳储量 (U SCA T O C,0~012m , 生态系统 ) Table 6 Soil carbon storage for X region X province (USCA TOC ,0~012m ,ecosystem )
生态系统 碳储量 /t
比例
/%
面积
/km 2
比例
/%
平均碳储量 /(t ? km -2) 城市生态系统 2333825. 41. 29001. 52593. 1农田生态系统
森林生态系统
湖泊生态系统
……
汇总
表 7省 X T ~012m , 地貌单元 ) X province (012m ,physiognomy )
碳储量 /t 比例 /%面积 /km 2比例 /%
平均碳储量 /(t ? km -2) 盆地 79837379. 740. 373710460. 682151. 7盆周山区
西南山地
西北丘状高山
……
汇总
表 8 X 省 X 地区土壤有机碳储量 (USCA T OC,0~012m , 成土母质类型 )
Table 8 Soil carbon storage for X region X province (USCA TOC ,0~012m ,parent material )
地貌单元 碳储量 /t
比例
/%
面积
/km 2
比例
/%
平均碳储量 /(t ? km -2) 中生代花岗岩 79837379. 740. 373710460. 682151. 7中生代碳酸盐岩
第四纪黄土
第四纪湖沼相泥页岩
……
汇总
3 结语
土壤碳含量由多目标区域地球化学调查实测取 得 , 单位土壤碳量由多目标区域地球化学调查实测 数据按照一定数学模式计算取得 , 土壤碳储量由单 位土壤碳量按照一定分类方式加和取得 。
单位土壤碳量 、 单位土壤元素量和单位土壤氧 化物量概念是针对多目标区域地球化学调查提出 的 , 它表达了多目标区域地球化学调查基本单元 (4 km 2) 内对应元素和氧化物的量值 。单位土壤碳量 在数值上等于以 t/km 2为单位的 “土壤碳密度” 数据 的 4倍 。
土壤有机碳和氮含量由表层至深层一般呈指数
204
奚小环 , 杨忠芳 , 夏学齐 , 等 /(Earth Science Frontiers ) 2009, 16(1)
曲线模式递减 , 由沿土壤深度方向有机碳和氮含量 积分求得 , 形成有机碳单位土壤碳量和单位土壤氮 量计算方法 。 无机碳和其他 51种元素或氧化物沿 土壤深度方向接近直线分布 , 按照直线方程拟合计 算 , 形成单位土壤元素量和单位土壤氧化物量计算 方法 。
基于多目标区域地球化学调查的中国碳储量研 究 , 标志着继区域生态地球化学评价和局部生态地 球化学评价之后 , 全球生态地球化学评价已经开始 。 未来全球变化问题首先是土壤碳释放问题 。 土壤碳 释放是全球变化的最大变数 , “ 丢失碳” 的实质是隐 藏在土壤当中随时可能释放的碳 ,
的最不可预知的变数 , 图和分布研究 , ,
警研究 , 。
题 , 研究区域土壤元素储量及区域土壤氧化物储量 问题 , 并预期这项多目标区域地球化学调查可能在 自然科学研究的各个领域中会产生积极意义和实际 作用 。
本文经作者与成杭新、 周国华、 张建新、 张秀芝、 白荣杰 和马力等共同研讨形成共识 , 承蒙白荣杰、 张秀芝、 廖启林、 马力、 陈德友、 阚泽中、 衷存堤、 傅杨荣、 林才浩、 崔玉军、 周继 华、 张燕平、 庞绪贵、 贾十军、 杨军等协助提供资料和宝贵意 见 , 最后全文经成杭新博士审查 , 提出重要修改意见 , 在此一 并致以诚挚的谢意。
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范文二：区域土壤有机碳密度及碳储量计算方法探讨
土 壤 通 报Vol.36,No.6第36卷第6期
Dec.,2005
ChineseJournalofSoilScience2005年12月
区域土壤有机碳密度及碳储量计算方法探讨
徐 艳,张凤荣,段增强,张 琳,孔祥斌,
(中国农业大学土地资源与管理系,北京 100094)
3
摘 要:土体中有机碳含量在纵向和横向上都具有空间相关性。本文利用曲周县四疃乡30个土壤剖面的有机碳含量数据,采用常见的纵向拟合方法建立了基于30个土壤剖面有机碳测定数据的对数函数拟合模型,计算得到研究区的土壤
8
有机碳密度和碳储量分别为5.60kgCm-2和4.72×10kgC;又根据研究区土壤剖面中有机碳含量分布的不规则性特点,通
过对土壤剖面层次的归一化处理,利用地统计横向插值方法,计算得到该区的土壤有机碳密度和碳储量分别为3.95kgC
m和3.33×10kgC。由于两种算法对数据的组织方式不同,。两种方法适
-2
8
用于土壤有机碳在剖面中分布形式不同的土壤类型。
关 键 词:有机碳;密度;储量;模拟方法;计算方法
中图分类号:S15316 文献标识码:A 文章编号:2()0622 展研究的核心问题之一1.CO2确定去处,碳汇(sink))[1-3]
到平衡,sink)。陆地,陆地土壤有机碳储量约是大气碳库的2倍,其较小幅度的变动都会引起全球气候较大的变化,因此有可能成为最大的“未知汇”,从而成为研究的重点。许多研究
[6-14]
从不同尺度上估算了土壤碳库容量。
精确的计算方法是进行土壤碳储量计算的基础。总体来说,计算土壤碳储量所采取的主要方法为土壤类型法和模型估算法。
土壤类型法就是选择每种土壤类型的一些样点进行有机碳的测定,由于同种土壤类型所处的气候等自然条件以及土壤发生过程比较一致,可以由点及面进行外推,进行区域或全球范围碳储量的计算。与此法类似的还有植被类型法或者生态类型法等。
模型估算法是通过实测土壤碳含量数据,建立拟合模型,再用模型来计算未测土壤的碳密度和碳储量。现在流行的主要为碳平衡模型(通过净初级生产力NPP来估算碳储量)和生物地球化学模型(较成熟的
[10,11,12]
CENTURY、DNDC等)。两种方法都是基于足够多的样本数量。由于同种土壤类型的土壤有机碳的分布也存在空间变异,因此本文试图应用地统计学的有关理论方法针对土壤类型法的计算进行一些探讨。
[7,8,9,13,14]
[4-5]
1 研究区概况
本文的研究区选在河北省曲周县四疃乡,位于邯
2
郸市东北部,总面积84.2km,属华北平原典型的半湿润大陆性季风气候,土壤类型为潮土,土壤均发育在近代河流冲积母质之上,土壤剖面的不同质地的层次分异明显。1.2 数据来源与研究方法
于1999年5月进行样品采集,挖取土壤剖面30个,按发生层进行土层划分,共计采集到119个土壤样品。土壤有机碳测定方法为重铬酸钾—外热源法。
土壤有机碳密度(SOCdensity)通常是指单位面积单位深度土体中土壤有机碳质量,国际上通常是以
23
1m深度、1m,即1m的土壤的有机碳质量为参照标
-2
准,单位为kgCm。土壤碳储量是指区域范围内1m深度的土壤有机碳总质量,单位为kgC或PgC(1Pg=15
10g)。本文也照此标准进行土壤碳密度和碳储量的计算。
植物或作物的根系分布是随着土壤剖面中水分供应状况的变化而变化的,但大部分根系集中在腐殖质
[15]
表层或耕层;并且施肥耕作等农业措施也都在表层,所以大多数土壤类型存在土壤有机碳含量随着土壤剖面深度的增加而递减的规律。因此计算土壤碳密度和碳储量,通常是利用各种线形或非线形曲线进行土壤有机碳随深度变化情况的纵向拟合,再拓展到同一类型的空间上去。但是土壤有机碳的分布除了纵向
收稿日期:2004209221
基金项目:国家重点基础研究发展规划项目(G1999011810)作者简介:徐 艳(1977-),女,新疆乌鲁木齐人,博士研究生,主要研究方向为可持续土地利用管理及评价。通讯作者:zhangfr@cau.edu.cn
6期 徐 艳等:区域土壤有机碳密度及碳储量计算方法探讨837
具有规律性的变化外,由于受沉积母质的影响,土壤有机碳在剖面中的纵向分布也会出现不规则的变化,不同质地层次的土壤有机碳含量在横向上延伸,具有一致性。图1中的实线表示的土壤有机碳含量随剖面深度纵向逐渐减少的情况;虚线则表示了土壤有机碳含量随剖面深度纵向不规则变化而横向延伸的情况。鉴于此,本文除采用通常所采取的曲线纵向拟合的方法以外,还分层次进行空间插值,按横向同层计算土壤有机碳密度。由得到的土壤有机碳密度,可以计算研究区的土壤有机碳储量
。
异,在此作为常量来对待。根据土壤有机碳密度的定义,D取100cm,即计算的是1m土体的有机碳密度;根据研究区土壤质地实测数据(研究区土壤质地大多为粉沙壤土)以及土壤质地和土壤容重之间的相关[16]-3性,θ取1.36gcm;根据土壤石质度级别与δ的
[17]
关系,鉴于曲周土壤属于冲积物,几乎没有粒径>2mm的砾石;取δ值为0.5%。利用30个土壤剖面的有机碳测定数据拟合土壤有机碳的纵向变化情况,即式中的C。首先对曲周县四疃乡30数、对数函数、;,佳(。:
(3)y.ln(x)+10.137
2
0.5408
据此,对实测数据和拟合数据进行配对样品t检
验,结果表明二者在95%的置信水平下,无显著性差异,可以认为拟合数据对实测数据的模拟效果非常好。
根据积分中值定理,得到
(-116627ln(x)∫
100
+101137)dx=
Cdx∫
100
(4)
图1 土壤剖面有机碳分布示意图
Fig11 SketchmapofSOCdistributioninprofile
可以算出深度为1m的土壤剖面有机碳含量均值
-1
C为4.14gkg。
由此可以根据式1来计算土壤有机碳密度,即深
3
度为1m的1m土体中土壤有机碳质量,得到曲周县
-2
四疃乡土壤有机碳密度为5.60kgCm。
根据式2得到曲周县四疃乡土壤有机碳储量为
8
4.72×10kgC
。
2 研究区土壤有机碳密度及碳储量计算
2.1 纵向拟合方法计算土壤有机碳密度及碳储量
纵向拟合方法就是通过对所测数据进行拟合得到土壤有机碳随深度变化的近似函数,然后通过这个函
数计算土壤有机碳的平均含量,最后再结合质地、厚度、容重等土壤理化性质来计算土壤有机碳密度和碳储量。公式如下:
θ×)/100(1)SOCdensity=C×D×(1-δ
(2)SOCstorage=S×SOCdensity
式1可用来计算土壤有机碳密度(SOCdensity);其中,C
-1
为土壤有机碳的平均含量(gkg),D为土层厚度
-3
(cm),θ为土壤容重(gcm),δ为直径>2mm的砾石含量(体积百分数)。
式2可用来计算土壤有机碳储量(SOCstorage),式2中的S为研究区面积。
事实上,土壤剖面的厚度不同,而且不同层次的有机碳含量、质地、容重等土壤理化性质也不同,在数据
允许的情况下,应该予以分别计算,但是在小区域范围内,可以忽略容重和砾石(粒径>2mm)含量之间的差
图2 土壤有机碳含量随剖面深度变化的拟合曲线
Fig11 SimulatedcurveofSOCinprofile
838土 壤 通 报 36卷
2.2 横向插值方法计算土壤有机碳密度及碳储量
本研究将1m土壤剖面等间距的划分为5层,每层深度为20cm。对于土壤剖面深度超过1m的部分
可以直接不予计算,不足1m的部分则需要进行拟合。对原有的土壤剖面层次的土壤有机碳含量按照深度进行加权处理。
i
Ca-b=∑Ci横向插值方法是将剖面数据分配到同一深度的几个平面上,利用地统计学方法进行空间插值,之后将不同深度的土壤有机碳数据进行加和,得到整个剖面的土壤有机碳密度,进而再求出研究区土壤碳储量。
此方法首先需要解决的问题就是数据的归一化处理。由于土壤剖面的层次都是按照土壤发生层次进行划分,因此有些剖面深度超过或不足1m,而且剖面划分的层次数目和每层的深度都不相同(如图3),因此需要进行归一化处理,将剖面数据分配到规定深度的平面上去
。
20
(5)
式中a-b的距离为20cm,Ci为剖面第i层土壤有机碳含量,Hi为i层在等间距20cm,即a-b范围内的深度;化为五层等间距为20cm。本文利用3.2KrigingInterpolator,再利用该软件GridAnalyst中的CalculatesStatisticsagridtheme命令对插值得到的栅格图进行统计得到研究区土壤有机碳的平均值。见表1。
从表1中可以看到研究区土壤有机碳含量分布存在空间相关性,插值得到的平均值和30个样本归一化处理后求得的平均值存在差异,插值统计得到的均值小于归一化处理的均值。因为地统计学的插值方法考虑到了水平方向的空间变异,插值统计的均值反映的是30个土壤剖面点对其周围区域影响下的加权平均的结果,而归一化处理的均值仅仅是30个土壤剖面数据算术平均的结果。
图3 土壤剖面有机碳分布及数据的归一化处理示意图
Fig13 SketchmapofSOCdistributionbydatastandardization
表1 研究区土壤有机碳含量分层统计表
Table1 Descriptivestatisticsofsoilorganiccarboncontentindifferentlayerinresearchregion
剖面深度
(cm)
Profiledepth0～2020～4040～6060～80平均值(gkg-1)
最小值
Minimumgkg-13.1.1.0.148241769363最大值
Maximumgkg-18.7.2.4.838482909096标准差
StandardDeviation0.0.0.0.38458231626变异系数
Varationcoefficient0.0.0.0.072214135134插值统计
Interpolation5.3052.7242.3351.927归一化处理
Standardization
6.4903.7303.2642.778 我们采取插值统计处理结果计算土壤有机碳密度,公式如下所示:
θ(1-δSOCdensity=∑Ci×Di×i×i)/100
i=1
3 结论和讨论
本文采用常见的土壤有机碳纵向拟合方法,依据
30个剖面点的土壤有机碳含量数据,模拟有机碳随深度的变化,建立了经验函数,并据此经验函数计算了研
-2
究区土壤有机碳密度和碳储量分别为5.60kgCm和
8
4.72×10kgC。考虑到冲积平原土壤的层理性特点,本文建立了土壤剖面土层的归一化方法,并应用地统计方法中的克立格插值方法,模拟和计算了土壤有机碳密度和碳
5
(6)
θδ的物理意义与式1相式中i为土层数,C、D、、
θδ同。同样将D、、视为常数,其中D取20cm。这样得到曲周县四疃乡土壤有机碳密度为3.95kgCm。
根据式2计算曲周县四疃乡土壤有机碳储量为3.33
8×10kgC。
-2
6期 徐 艳等:区域土壤有机碳密度及碳储量计算方法探讨839
储量,结果分别为3.95kgCm和3.33×10kgC。以上两种计算方法都是通过模拟外推来计算土壤有机碳密度和碳储量,其数据的组织方式不同,得到的土壤有机碳密度和碳储量也存在差异。这两种方法有不同的适用对象。
未经扰动的自然土壤(如森林土壤、草原土壤等),表层有枯枝落叶层,植物根系自表层向下依次减少;土壤表层有机碳含量较高,随深度的增加,有机碳含量有规则地递减。开垦种植多年的耕地土壤,因为施用肥料和作物根系自表层向下依次减少的缘故,也是表层有机碳含量较高,随深度的增加而规则地递减。因此,对这两种土壤,计算土壤有机碳密度或储量可以应用纵向拟合法。比如我国的各种地带性土类和黄土母质上发育的土壤。
在冲积母质上发育来的年轻土壤类型,土(冲积新成土),是母质的影响高,;沉积物来源,沉积物来源于上游贫瘠的土壤则土壤有机碳含量低;土壤剖面中的有机碳含量呈现非线形的不规则的变化。对于这种情况,应用横向插值的方法更能真实地反映土壤有机碳在土体中的分布,相对准确地计算土壤有机碳密度和碳储量。
但随着土壤年龄的增加或人类耕作时间的延伸,无论是因为植物生长,还是作物生长,有机残体不断地追加到土体,这种自然发育所显现的特征会被削弱,冲积母质层次分异对土壤有机碳含量的影响逐步弱化,而显现出土壤有机碳由表层向下的逐渐减少。这时,计算土壤有机碳密度或储量,也可采用纵向拟合法;比如我国长期耕作形成的潮土(潮湿雏形土与干润雏形
-28
土)和水稻土(水耕人为土)。参考文献:
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CalculationMethodforDensityandStorageofSoilOrganicCarbon
XUYan,ZHANGFeng-rong,DUANZeng-qiang,ZHANGLin,KONGXiang-bin
(Dept.ofLandResourcesandManagement,ChinaAgriculturalUniversity,Beijing 100094,China)
Abstract:Thecontentofsoilorganiccarbonwasinterrelatedspatiallyatbothverticalandhorizontaldirectioninsoil.
Basedonthedataof30soilprofilesofSituantown,Quzhoucounty,Westudiedthemethodsforsimulatingthedistributionofsoilorganiccarboninverticalandhorizontal,andcalculatedthedensityofsoilorganiccarbonandthestorageofsoilorganiccarboninresearcharea.Theresultsareasfollowings:thedensityofsoilorganiccarbonandthe
-28
storageofsoilorganiccarboninresearchareaare5.60kgCmand4.72×10kgCrespectivelybytheverticalsimulatingmethod;whilethedensityofsoilorganiccarbonandthestorageofsoilorganiccarboninresearchareaare
-28
3195kgCmand3133×10kgCrespectivelybytheKrigingspatialinterpolationmethod.Thedifferentresultsareduetothedifferenceofcalculatingmethodsthatorganizethedatafromdifferentway.Thetwomethodsaresuitabletodifferentsoilsthataredifferentinsoilorganicmatterdistribution.
Keywords:Soilorganiccarbon;Density;Storage;Simulatingmethods;Calculatingmethods
范文三：经济可采储量的计算方法
经济可采储量的计算是把储量资本化、按财务准则进行财务评估的一种方法，分为动态的现金流量法和经济极限法。
现金流量法 当合同区或油气田已具有初始开发方案或重大调整方案时，评价经济可采储量采用现金流量法。该方法是以一个独立开发工程项目所属的技术可采储量来整体计算。首先根据技术可采储量减去已采出油（气）量，测算出剩余的技术可采储量；然后，根据开发方案或调整方案的逐年工作量、投产井数，预测出各年度的平均产油量（或产气量），再根据经济评价的基准参数，如采用的油气价、基准收益率，测算出项目在评价期内逐年销售收入，建立项目现金流入剖面。根据项目逐年的勘探、开发投资和经营操作费用、应交纳的税金等全部的投入资金，建立项目现金流出剖面。
项目现金流量=项目现金流入-项目现金流出
按照上述方法将全部产出资金、投入资金逐年折成现值，分别计算评价期内项目净现金流，并计算各方案的净现值及内部收益率，在评价期内历年的净收入变化到零时所对应的评价期内累积油气产量即是该项目的经济可采储量。
如果我们设计了多个可能的开发方案或者调整方案，对每个方案的经济可采储量都进行了经济评价，那么，根据计算结果就可以对各个方案进行优选，在这种方法中，经济综合评价往往起到一锤定音的作用。
经济极限法 未具有开发方案新增的技术可采储量或某一个独立的油（气）藏或开发层系为基本单元进行经济评估时，采用经济极限计算（现金流入=现金流出）。计算步骤： 第一步根据试采油（气）资料确定单井可能最大的稳定产量，参照已开发区同类储层井网密度，可能达到的产量高峰期、递减率，规划出各年度产油量（或产气量）。计算期以采出技术可采储量95%为界限，从而确定计算期采出的技术可采储量。
第二步利用地区相类似油田资料确定油气生产经营成本；油气勘探开发投资亦可利用地区相类似油田资料按油藏钻井投资比例估算。确定出油（气）藏剩余的经济极限产量。 现金流入=油（气）藏剩余经济极限产量×油气商品率×油气销售价格；
现金流出=油（气）藏剩余经济极限产量×[油气生产经营成本+税金]+油气勘探开发投资月平均费用。
根据“现金流入=现金流出”的基本定义：
油（气）藏剩余经济极限产量=油气勘探开发投资月平均费用/（油气商品率×油气销售价格-（油气生产经营成本+税金））
为了便于理解，下面给出一个简单经济极限计算的例子，考虑到油价是以美元/桶为单位，所以，下面例子统一用英制来表示。
这样，逐年测算的技术可采储量月平均产量如果高于计算的经济极限产量，对应于这些技术可采储量都是油（气）藏的经济的可采储量。
范文四：储量计算方法的原理
弹性二相法是气藏开发早期或试采阶段的一种重要储量评价方法。对于其推导过程，目前相关书籍和文献均直接从拟稳态阶段P wf 2与t 的直线关系式出发，然后根据该直线斜率的表达式推导出储量计算式。本章对弹性二相法进行完整推导时发现，所谓的P wf 2与t 直线关系是基于两个假设前提而建立的；此外，本章还研究了气藏采出程度对该法精度的影响规律。
2.1弹性二相法的原理及误差分析
2.1.1 弹性二相法的原理分析
当气井以恒定产量生产，并进入拟稳态后，任一时刻t 的产能方程为：
2?1.291?10-3q μzT ?r e 32P -P wf =ln -+S +Dq ?(2.1)kh ?r w 4? 式中，P 为t 时刻的平均地层压力，MPa ；P wf 为t 时刻的井底流压，MPa ；q 为转换成标准状态下的日产气量，m 3/d；μ为t 时刻井底流压和平均地层压力的平均值所对应的气体粘度，mPa·s ；Z 为t 时刻井底流压和平均地层压力的平均值所对应的偏差因子[20]；T 为t 时刻的储层温度，K ；k 为储层的径向渗透率，mD ；h 为储层的有效厚度，m ；r e 为泄气区域的外边界半径，m ；r w 为井筒半径，m ；S 为表皮；D 为紊流系数，d/m3。
当气藏在较短时间内达到拟稳态，假设气体、岩石和束缚水的压缩性在短期内可忽略，则有：
G i P i -P C ti =q sc t (2.2)
()
式中，P i 为原始地层压力，MPa ；G i 为原始地质储量转换为地面标准条件下的体积，m 3；t 为从投产到目前的累计生产时间，d 。
结合式（2.1）和（2.2）可消去平均地层压力得出：
??q sc t ?1.291?10-3q sc zT ?0.472r e 2P wf = P i -+S +Dq sc ? (2.3)?- ln G C kh r i ti ?w ??? 2
整理可得：
?q sc t ?1.291?10-3q sc zT 2q sc Pt 22i P wf =P i -+ ?-G i C ti ?G i C ti ?kh 2?0.472r e ?ln +S +Dq sc ? (2.4)r w ??
?q sc t ? ?=0(2.5)G C ?i ti ? 2假设：
则式（2.4）可简化为：
?2q sc Pt 1.291?10-3q sc μzT ?0.472r e i P =P i --ln +S +Dq sc ?(2.6) G i C ti kh r w ??2wf 2
令
?1. 291?10-3q sc μz T ?0. 472r e (2.7)α=P i -ln +S +Dq sc ? ?kh r w ??2
β=
则式（2.6）可简化为： 2q sc P i (2.8) G i C ti
2P w f =α-βt (2.9)
这表明当气藏进入拟稳态时，井底流压平方与时间呈直线关系，如下图2.1所示。
图2.1 气井定产生产时P wf 2与t 关系曲线示意图[14]
Fig.2.1Schematic plot ofP wf 2vs. t for a gas well producing at a constant rate
根据生产数据拟合得出β后，利用下式可求储量。
G i =
1.2.2 流动物质平衡法 2q sc P i (2.10)C ti
传统的物质平衡法又被称为压降法，是利用气藏平均压力（P/Z）和累计产气量（G P ）之间的关系直线在G P 坐标上的截距确定原始地质储量的[20]。该方法要求多次关井测定平均储层压力，这一要求在低渗气藏中通常难以满足。因此，依赖气藏平均压力数据的压降法在低渗气藏开发中不甚适用。
1995年，Mattar 首次提出气藏流动物质平衡法，该方法要求气藏进入边界控制流，并以恒定产量生产一定的时间，此时井底流压P wf /Z wf 与累计产气量G P 之间呈线性关系，并且该直线平行于平均地层压力与累计产气量之间的直线（P/Z~GP ）。因此过原始地层压力点（P i /Z i ）作P wf /Z wf ~G P
直线的平行线，利用
该平行线在G P 坐标上的截距即可确定原始地质储量。该方法解决了低渗气藏不关井测压给动态储量评价带来的困难，在国内外得到广泛应用[21-24]。但是该法要求气井达到边界控制流阶段，并且产量保持恒定，这使该法在变产量生产或者产量波动的情况下并不适用；此外，本文在运用该方法时发现P wf /Z wf ~G P 直线与P/Z~G P 直线并非总是平行的，即流动物质平衡法本身存在误差，其原因有待深入研究。
1999年，Ram G. Agarwal和 David C. Gardner等采用物质平衡拟时间，建立了产量~累产量的递减典型曲线（物质平衡拟时间是由Palacio 和Blasingame 提出的，可有效处理气体PVT 参数随压力的变化以及气井流量变化两大问题）。当生产数据与产量~累产量递减典型曲线达到最佳拟合效果时，可准确评价气井控制储量[15]。该法解决了气井变流量生产时的储量评价问题，但是由于计算典型曲线横坐标量时，用到了等效井筒半径参数。使用这个参数恰恰制约了该方法的适用范围和精度，因为在近井污染、气体高速非达西效应或复杂结构井等的影响下，难以准确评价该参数。该参数的误差将引起典型曲线横坐标量的计算误差，进而影响典型曲线评价储量的精度。
2003年，L.Mattar 等将Agarwal-Gardner 的产量-累计产量递减典型曲线法进行了改进，建立了归一化产量与归一化累产之间的线性方程，该直线在横坐标上的截距即为原始地质储量。由于在计算该线性方程的横、纵坐标量时，没有用到等效半径这个参数，因此避免了该参数的误差所引起的储量评价误差，此外还增强了直观显示的效果[3]。L.Mattar 改进了该方法，并运用到目前广为使用的Fast·RTA 软件中，但仍将其命名为AG FMB（即Agarwal-Gardner 流动物质平衡法）。
由Mattar 经过改进所建立的Agarwal-Gardner 变流量流动物质平衡法在发表之后被广泛采用。但是，该法仅在单井开采一个气藏单元时较为可靠，当多井开采一个气藏单元时，往往存在投产时间不一致、部分井关井、修井、产量调整等现象，而这些现象均会引起单井控制区域的变化，这种情况下若盲目地进行全历史拟合，可能使单井和全气藏储量评价误差巨大；此外，该法中所用到的岩石压缩系数为恒定的值，这限制了该方法在异常高压气藏等应力敏感性的气藏中应用。
2005年，L.Mattar 等还提出归一化压力与物质平衡拟时间之间的直线方程。2010年，赵文琪等[25]从Duhamel 褶积方法原理出发，也推导出相同的方程，两者殊途同归。该直线在纵坐标上的截距可确定渗流压降的系数，进而可计算平均地层压力，然后绘制P/Z~G p 直线确定储量[26]。该法可用于确定平均地层压力，但在评价储量方面，比Agarwal-Gardner 流动物质平衡法更繁琐。Agarwal-Gardner 流动物质平衡法只需作归一化产量与归一化累产之间的关系图，即可直观地给出储量；而Mattar 提出的方法要求作两个图，即归一化压力与物质平衡拟时间的
关系图，以及P/Z~GP 压降图。
1.2.3 典型曲线分析法
递减曲线分析方法最早是由Arps 于1945年提出来的，它利用边界控制流阶段并且保持定压生产时的产量与时间的经验关系式，来预测未来产量的变化规律，以及评价当前条件下的最终可采储量[27]。评价的结果与当前的井底流压密不可分，不能评价储层的渗透率、表皮和原始地质储量等参数。
1980年，Fetkovich 将Arps 提出的边界控制流定压生产的典型曲线与瞬变流定压生产的典型曲线相结合，建立典型曲线图版，利用瞬变流资料可评价气藏渗透率、表皮等参数，利用边界控制流资料可评价气井控制储量[28]。这是最早将典型曲线从不稳定试井分析领域引入到生产数据分析领域。在复杂低渗气藏开发中，由于不稳定试井费用昂贵，且耽误正常生产，因此不稳定试井资料是比较缺乏的。此时，利用典型曲线分析生产阶段的数据，以评价油气藏参数变得意义重大[28]。
Fekovich 典型曲线的建立促进了现代生产数据分析方法（或称现代典型曲线法）的诞生和发展[15]，目前常用的现代典型曲线法主要有Blasingame[1]、Agarwal-Gardner [15]和NPI 三种。其中Blasingame 方法是1991年提出来的，它通过建立归一化的产量与物质平衡拟时间的曲线图版，将实际数据点与图版相拟合确定气藏参数。为了降低多解性，Blasingame 等还提出了归一化的产量积分和产量积分导数对物质平衡拟时间的两套辅助典型曲线。当数据点与三套典型曲线均达到最佳拟合效果时，储量评价结果的多解性可大幅降低，精度大幅提高[3]。
Agarwal-Gardner 典型曲线法是由Ram G. Agarwal和 David C. Gardner等人于1999年提出来的[15]。与Blasingame 方法相比，其相同之处在于也是通过引入物质平衡拟时间来解决气井变流量生产的问题；优点在于具有水驱模型，并且能够更明显地区分瞬变流和边界控制流；缺点在归一化压力导数的倒数函数使得数据点相对更离散，气藏参数解释的多解性相对更强，此外没有水平井模型。
NPI （即归一化压力积分）典型曲线实际上是Agarwal-Gardner 典型曲线的倒数，原理上的区别在于前者用归一化压力，后者用归一化产量；此外，NPI 方法的数据点相对更光滑，Agarwal-Gardner 方法的数据点相对更离散[3]。
典型曲线法被引入到国内并得到广泛应用[30-34]，但没有做改进性研究，并且均局限于单井储量评价，在多井相互干扰时，如何进行干扰的诊断和储量的评价未见报道。
1.2.4常规气藏压降法
压降法是根据物质平衡原理所建立的评价气藏储量的最经典方法。对于定容封闭的理想气藏，气藏的拟平均压力（P/Z）和累计产气量（G P ）呈直线关系，
该直线在G P 坐标上的截距即为原始气藏储量。研究人员针对异常高压气藏、边底水气藏、凝析气藏等的实际特征，分别建立了相应的压降法。
1971年，D. J. Hammerlindl首次建立异常高压气藏的压降法，指出该类气藏在开发早期，除了气体的弹性膨胀以外，岩石和束缚水的弹性膨胀作用不可忽视，P/Z~GP 直线斜率的绝对值较小；在开发中后期，岩石和束缚水的膨胀可逐渐忽略，P/Z~GP 直线斜率的绝对值增大，整个开发历程中，P/Z~GP 呈折线，而非单一的直线关系[35]。1983年，我国油气藏专家陈元千首次引入这项研究成果[36]。1996年，GuehriaFawzi M 通过实验研究发现异常高压气藏岩石压缩系数是有效应力的三次四项式函数，而P/Z~Gp 呈下凹的曲线[37]；2002年我国气藏工程专家李士伦也指出，异常高压气藏的P/Z与G p 呈曲线关系，按照早期的P/Z曲线外推将高估气藏储量[38]。
1965年，Bruns, J R和Fetkovich, M J等首次研究了水侵对气藏P/Z~G P 曲线的影响规律，指出水侵使该曲线偏离封闭气藏的直线趋势并上翘，未能识别水侵将高估储量[39]。1995年毛川勤等建立了定容封闭但气水同层的气藏的物质平衡方程，指出了在纯产水、气水同产、纯产气各阶段的储量评价方法[40]。2009年，孙薇等建立了裂缝性水驱气藏的物质平衡方程，并基于该方程提出了在开发早期如何预测水侵速度[41]。2010年，王星等在前人考虑水侵的基础上，进一步考虑补给气的问题，建立了相应的物质平衡方程及其水侵强度和气源补给强度的预测方法，为准确评价气藏储量提供了重要指导[42]。
2002年郝玉鸿等研究认为，对于低渗透气藏，只有用开发末期的压降直线计算的结果才能反映气藏所控制的总动态储量[17]。2004年，王卫红和沈平平等着重考虑低渗气藏的非均质性问题，建立了低渗区和高渗区两区复合的气藏物质平衡方程，并基于此提出了分别确定低渗区和高渗区储量的方法，以及预测低渗区向高渗区补给量的方法[43]。2005年，程时清等考虑到低渗气藏早期不关井测压会限制压降法的应用，因此提出了结合物质平衡方程和产能方程评价储量的方法，该方法有效地利用了开发早期的生产资料，并且避免了关井测压[44]。2007针对低渗气藏非均质性的特征，提出了分区物质平衡法[45]。
综上可知，前人针对各种气藏的特征，分别建立相应的物质平衡方程。但是前人运用该法时，过分强调全气藏关井测压，如果未开展全气藏关井，则试图寻求别的方法。本研究认为，在低渗气藏开发中，尽管很少开展全气藏关井测压，但是通常会存在单井或少部分井关井（或其他测试）的情况，如何将这种情况下的压力资料用于压降法评价储量，目前未见报道，具有重要的研究意义。
1.2.5 煤层气藏压降法
与低渗常规气藏相比，煤层气藏具有更为复杂的储层特征和开采机理。煤层气主要以吸附态赋存于煤基质微孔中，而割理中又被水充填；开采煤层气时
需要经过“排水—降压—解吸—扩散—渗流”过程。这两种复杂特征使其动态储量评价更为困难[4]。目前常用的方法有压降法、典型曲线法和流动物质平衡法，但是每种方法均存在一些问题，其中典型曲线法尚未考虑气液两相的相渗问题[9]，流动物质平衡法也仅适用于干煤层气藏[10]。
压降法不需要考虑复杂的相渗问题，是原理最为简单的一种方法。1990年，King 针对煤层气藏的吸附/解吸特性，率先建立了相应的物质平衡方程，并通过引入视偏差因子（Z *），将该方程线性化为视平均地层压力（P/Z*）和累计产气量（G P ）之间的直线方程。根据该直线方程计算储量时，King 提出先采用迭代法确定煤岩体积，再计算煤层气地质储量[5]。此后，Seidle 指出King 的迭代方法较为复杂，于是对King 的方法做了改进，使根据P/Z*～G P 直线在横坐标上的截距可直接确定地质储量[46]。后来Ahmed 和陈元千还提出了另一种线性化的物质平衡方程，根据该直线的斜率可确定吸附气的原始地质储量，根据直线的横截距可确定游离气的原始地质储量[6,47]。前人对煤层气藏压降法做了卓有成效的研究，但仍存在一些问题，例如忽视了原始煤层气藏的地解压差特征、开采过程中的非均匀解吸特征、开采过程中的基质收缩效应。
范文五：储量计算方法的选择
储量计算方法的选择 [导读]储量计算方法的选择，在一定程度上影响着储量计算的正确性。因此，在储量计算之先，必须慎重的选择合理的储量计算方法。衡量储量计算方法是否恰当，主要是看所选择的储量计算方法是否能正确反映勘探的实际效果。
储量计算方法的选择，在一定程度上影响着储量计算的正确性。因此，在储量计算之先，必须慎重的选择合理的储量计算方法。衡量储量计算方法是否恰当，主要是看所选择的储量计算方法是否能正确反映勘探的实际效果。正确的储量计算成果，不仅要在总储量方面和勘探程度要求达到的相对准确性相适应，而且在矿床的各个块断或地段的储量也要分别与勘探程度相适应。
储量计算方法的合理选择，在很大程度上决定于矿体的地质特征与勘探方法的选择。由于勘探方法是直接决定储量计算方法选择的主要因素之一。因此，在矿床勘探初期就应周密考虑，合理地布置勘探工程。
影响储量计算方法选择的尚有储量计算运算的繁简，还有其他因素例如矿床现在的或设计的开采方法，储量计算是经常性的还是全面性的，对计算要求是概略性还是精密性的等。
一、选择储量计算方法的主要因素之一－矿床的地质特征
1．矿体的形状：矿体的形状是选择储量计算方法的最主要因素。如形状简单的层状、似层状、脉状矿体，适于用各种储量计算方法；而筒状或囊状矿体，往往只适于用水平切面法；薄层状矿体多适于用地质块断法和算术平均法；厚度较大的矿体一般适于用剖面法。
2．矿体的规模：矿体的大小对储量计算方法的选择意义不大，但对于少数由坑道所勘探的极小矿体，只能用断面法或地质块段法计算储量。
3．矿体内组分分布：除等值线法外，一般并不直接影响储量计算方法的选择，但它直接影响着勘探方法的选择。当组分分布均匀时，往往适用各种勘探方法。因此，也适于用除等值线法以外的各种储量计算方法，但当组分分布不均匀时，往往只适于用剖面法和地质块断法，甚至统计法。
二、选择储量计算方法的主要因素之二－勘探方法
勘探方法集中地反映了矿床地质条件的各种因素，也反映了工程控制程度。因此，在实际工作中，勘探方法往往直接决定了储量计算方法。
勘探方法对选择储量计算方法的影响表现在以下两个方面：
1．勘探工程总体布置方案：这是一个很重要的因素，例如用勘探线勘探时适于用垂直剖面法计算储量；用勘探网勘探时，适宜于用最近地区法、地质块段法等储量计算方法。
2．勘探手段：例如坑道勘探时，适合用水平切面法，而开采块断法只有在矿体被勘探坑道切割为若干开采块段时才被应用，但是勘探坑道不是分布在一个或几个水平时，用水平切面法去计算储量将会增加不少制图的工作量，且其结果也不会很正确。同一个矿床中由于勘探工程的分布和密度不同或采用的勘探手段不同，也可以采用综合的储量计算方法，如矿床上部由坑道勘探部分用水平切面法或开采块断法计算储量，下部由钻探控制的块段用垂直剖面法或地质块段法计算储量。
在一般情况下，算术平均法和地质块段法是不受勘探方法影响的，但当工程密度不均匀(勘探程度不一致) ，组分含量局部变化显著或组分含量与矿体厚度有正相关关系时，用算术平均法往往会出现一定的误差。
三、计算方法的繁简程度对选择计算方法的影响
确定储量计算的正确程度，主要决定于工程控制程度或参加储量计算的参数的代表性，而不决定于方法的简便与否。最复杂的能量计算方法并不能弥补工程控制程度或储量计算参数之不足。反之，在工程控制程度合适、各种参数具有代表性的情况下，合适的计算方法，即使很简便的方法，同样能保证储量计算结果的正确性，并且由于最简便的方法不易出差错，且易于检查，有时更能保证储量计算的精确度。因此，最简便的储量计算方法是应优先选择的方法。
四、影响储量计算方法选择的其他因素
1．矿床现在的或设计的开采方法，虽不是主要因素，但在提供矿山开采单位(开采层、开采中段等) 储量数字的计算方法选择时，要加以考虑。
2．经常性的储量计算和全面性的储量计算，对计算方法的选择是不同的。经常性如季，月的储量计算的特点是在原来的基础上增添统计资料，而不必重新制作或整理资料来
进行储量计算，一般用算术平均法或地质块段法计算储量，很少用剖面法计算储量。
五、储量计算方法的检查
在储量计算方法确定以后，为了检查所采用的计算方法是否合理，可选择另一种计算方法进行对比检查。一般说来，这种检查意义并不大，因为在选择储量计算方法时，就已经将最能适合那种方法的该矿床地质条件和勘探特点等因素考虑进去了，而另一种方法就不一
定能更好地适合矿床本身的地质和勘探特点。但储量计算方法的检查对局部块段储量的正确性验证还是有一定作用的，因此仍然被一部分地质人员所采用。
1．在选择储量计算检查方法时，要尽量符合矿床地质和勘探方法特点。另外。要尽量利用被检验方法的基本图纸和矿块的圈定原则，以免因此造成的非计算方法本身的误差。
2．储量计算的检查，一般只在矿床的主要部分(一个或数个矿体或矿体的一部分) 中进行，通常不作全部的检查验证。对比结果，其误差一般不允许超过7～8％，而对于工业B 级储量，则不应超过5％(以被检查的方法为100％) 。
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