張 帆，魏文博，3＊，金 勝，葉高峰，景建恩，張樂天，董 浩，謝成良，王 輝

1 中國地質(zhì)大學(xué)（北京）地球物理與信息技術(shù)學(xué)院，北京 100083

2 地下信息探測(cè)技術(shù)與儀器教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083

3 地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083

1 引 言

中國作為一個(gè)海洋大國，海岸線長達(dá)18000km［1］.“深部探測(cè)技術(shù)與實(shí)驗(yàn)研究”專項(xiàng)的第一項(xiàng)目（大陸電磁參數(shù)標(biāo)準(zhǔn)網(wǎng)實(shí)驗(yàn)研究）下屬“西南—華北陣列式區(qū)域大地電磁場(chǎng)標(biāo)準(zhǔn)網(wǎng)示范性實(shí)驗(yàn)研究（SinoProbe－01－02）”課題中的部分大地電磁測(cè)深點(diǎn)就分布在近海岸線地區(qū).但是，在近海地區(qū)進(jìn)行大地電磁測(cè)深工作，通常難以采集到高質(zhì)量的大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)，這主要是受到海岸效應(yīng)影響的結(jié)果［2］.由于大地電磁測(cè)深觀測(cè)結(jié)果受海岸效應(yīng)影響而發(fā)生畸變，很難直接利用近海地區(qū)大地電磁測(cè)深資料獲取地下深部較為可靠的電性結(jié)構(gòu)信息；因此，必需研究海岸效應(yīng)對(duì)近海地區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)的畸變規(guī)律，為尋求有效的校正方法奠定基礎(chǔ).

Parkinson［3］最初在澳大利亞的近海地區(qū)觀測(cè)到了地磁場(chǎng)的大幅度波動(dòng)現(xiàn)象，并指出了這種波動(dòng)現(xiàn)象可能是海洋電磁感應(yīng)的結(jié)果［4］.Jones等［5］通過建立地電模型，分析了海洋對(duì)陸地測(cè)點(diǎn)的電磁感應(yīng)現(xiàn)象.隨后Parkinson和Jones［6］對(duì)海岸效應(yīng)做了綜合性的解釋，認(rèn)為海岸效應(yīng)可通過某一頻率的磁場(chǎng)垂向分量與水平分量的比值，以及感應(yīng)矢量參數(shù)來描述.隨著大地電磁測(cè)深方法在近海地區(qū)的研究工作逐漸增多，人們開始嘗試?yán)煤０缎?yīng)的影響進(jìn)行大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)校正.Nolasco等［7］首先利用電磁畸變張量對(duì)近海地區(qū)采集的大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)進(jìn)行了一維模型海岸效應(yīng)校正.楊文采等［8］通過正演模擬的方法分析了一維地電模型下海岸效應(yīng)對(duì)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)的影響，為反演方法的選取提供依據(jù).近年來，二維和三維地電模型的海岸效應(yīng)研究逐步引起人們的重視，地下介質(zhì)精細(xì)的電性結(jié)構(gòu)信息也成為了海岸效應(yīng)校正必不可少的先驗(yàn)信息［9-10］.由于海岸效應(yīng)的復(fù)雜影響，仍需進(jìn)一步分析研究海岸效應(yīng)對(duì)近海地區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)的畸變作用.

本文通過正演模擬的方法，分析和總結(jié)海水深度變化和海底地形變化對(duì)近海地區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)的畸變影響；利用一維Occam反演算法和二維非線性共軛梯度（NLCG）反演算法，對(duì)三維正演模型的大地電磁測(cè)深響應(yīng)數(shù)據(jù)進(jìn)行一維反演和二維反演計(jì)算，分析近海地區(qū)大地電磁測(cè)深反演結(jié)果的可信程度；以近渤海地區(qū)B1測(cè)點(diǎn)的實(shí)測(cè)大地電磁測(cè)深資料為例，評(píng)估近渤海地區(qū)所采集的大地電磁測(cè)深資料的數(shù)據(jù)質(zhì)量.

2 海岸效應(yīng)

實(shí)測(cè)的大地電磁測(cè)深響應(yīng)主要受測(cè)區(qū)人文干擾、環(huán)境噪聲、近地表的電性不均勻體以及復(fù)雜的地形條件的影響而發(fā)生畸變.Robust數(shù)據(jù)處理技術(shù)的應(yīng)用可以有效地減小測(cè)區(qū)環(huán)境噪聲對(duì)大地電磁測(cè)深資料的影響程度［11］.由近地表的電性不均勻體所引起的電磁場(chǎng)畸變可以利用阻抗張量分解技術(shù)來壓制［12］.大量的地形校正方法也成功地應(yīng)用到了陸地和海洋大地電磁測(cè)深研究中［13-15］.但是，測(cè)區(qū)范圍內(nèi)高電導(dǎo)率的海水的存在也會(huì)嚴(yán)重影響到大地電磁測(cè)深資料，這主要是由于海洋和陸地之間巨大的電阻率差異造成的.低頻大地電磁場(chǎng)趨膚深度通?？梢赃_(dá)到數(shù)百公里，當(dāng)測(cè)點(diǎn)與海岸線的距離小于目標(biāo)頻率的大地電磁場(chǎng)趨膚深度時(shí)，海洋的存在將會(huì)影響海岸附近電磁場(chǎng)的分布，使得近海地區(qū)大地電磁測(cè)深響應(yīng)曲線受畸變［10，16］，這即是通常所指的“海岸效應(yīng)”.

地表某一測(cè)點(diǎn)處的變化磁場(chǎng)是時(shí)間和空間位置的復(fù)雜函數(shù).一般而言，在電離層和磁層中存在有運(yùn)動(dòng)電荷，由該運(yùn)動(dòng)電荷引起的變化電磁場(chǎng)稱為一次場(chǎng).當(dāng)一次場(chǎng)向地面?zhèn)鞑タ拷降孛鏁r(shí)，可以近似為水平入射的平面波場(chǎng).由于地球具有非零的電導(dǎo)率值，變化的一次場(chǎng)在地球內(nèi)部傳播將因?yàn)殡姶鸥袘?yīng)而產(chǎn)生渦旋電流，從而產(chǎn)生相應(yīng)的變化磁場(chǎng)，這種由感應(yīng)渦旋電流產(chǎn)生的變化磁場(chǎng)稱為二次場(chǎng).由于地球內(nèi)部的電性結(jié)構(gòu)具有復(fù)雜的空間分布，因此，二次場(chǎng)亦是空間變量的復(fù)雜函數(shù).實(shí)際上，地表某一測(cè)點(diǎn)處的變化磁場(chǎng)即是一次場(chǎng)和二次場(chǎng)的疊加場(chǎng)，因而具有復(fù)雜的時(shí)間和空間分布特征.

通常，在距離海岸線較遠(yuǎn)的內(nèi)陸地區(qū)，變化磁場(chǎng)的垂向分量要遠(yuǎn)小于其水平分量，即變化磁場(chǎng)ΔB的方向趨近于水平方向.當(dāng)測(cè)點(diǎn)位于海岸線附近時(shí)，變化磁場(chǎng)的垂向分量急劇增大，其方向不再趨于水平方向，而是向海洋方向傾斜，這即造成了海岸效應(yīng)［6，17］.

對(duì)于平面電磁波場(chǎng)而言，磁場(chǎng)的垂向分量和水平分量之間具有相關(guān)性［18］，相應(yīng)的表達(dá)式為：

式中，Tx和Ty是磁場(chǎng)傾子在水平方向上的兩個(gè)正交分量，磁場(chǎng)傾子T的大小可以用來度量由地下介質(zhì)電阻率水平梯度引起的磁場(chǎng)垂直分量，其方向指示了地球二維構(gòu)造的法線方向.Hx，Hy，Hz是磁場(chǎng)在笛卡爾坐標(biāo)系下的三個(gè)正交分量.其中，Hx和Hy是磁場(chǎng)的兩個(gè)水平分量，Hz是磁場(chǎng)的垂向分量.

感應(yīng)矢量是分析海岸效應(yīng)直接且重要的工具［19］.感應(yīng)矢量定義為磁場(chǎng)垂向分量與其水平分量的比值.由于橫向電導(dǎo)率梯度的變化產(chǎn)生了垂向磁場(chǎng)，因此可以利用感應(yīng)矢量來判斷導(dǎo)體內(nèi)是否存在橫向電導(dǎo)率異常.根據(jù)Parkinson準(zhǔn)則，感應(yīng)矢量的方向?yàn)榻橘|(zhì)中電性異常體內(nèi)電流匯聚的方向［6］.

高導(dǎo)海洋對(duì)電磁場(chǎng)的吸收作用非常強(qiáng)烈，對(duì)海岸附近電磁場(chǎng)的分布具有較大的影響.對(duì)于一維層狀介質(zhì)模型來說，海岸線附近縱向電場(chǎng)減小，橫向電場(chǎng)增大，且磁場(chǎng)垂向分量急劇增大.視電阻率和相位隨頻率的變化曲線出現(xiàn)嚴(yán)重畸變，尤其在低頻部分這種畸變更為明顯.因此，在近海地區(qū)開展大地電磁測(cè)深工作時(shí)，必須考慮海岸效應(yīng)的影響，否則有可能給地質(zhì)解釋帶來較大影響，甚至可能得出錯(cuò)誤的結(jié)論［8］.

3 大地電磁測(cè)深正、反演方法

對(duì)三維地電構(gòu)造的大地電磁測(cè)深響應(yīng)特征進(jìn)行理論研究通常采用正演模擬的方法.自20世紀(jì)70年代中期開始，三維大地電磁正演模擬技術(shù)取得了長足的進(jìn)展.其中，以Mackie等［20］發(fā)展的交錯(cuò)網(wǎng)格有限差分三維電磁模擬算法最具代表性.隨著計(jì)算機(jī)技術(shù)的進(jìn)步，三維大地電磁正演模擬研究已趨于成熟，有限差分法以計(jì)算簡(jiǎn)單、快速，適于模擬復(fù)雜的地質(zhì)體等特點(diǎn)，成為了三維大地電磁正演模擬計(jì)算的主要方法［21］.

隨著大地電磁三維正演計(jì)算技術(shù)的發(fā)展，大地電磁三維反演研究日趨升溫；但目前仍處于研究階段，其算法技術(shù)不夠成熟，在實(shí)際應(yīng)用中的有效性也有待進(jìn)一步驗(yàn)證.目前，大地電磁測(cè)深資料處理解釋的主要手段仍是技術(shù)相對(duì)成熟的大地電磁測(cè)深一維和二維反演［22］.

一維Occam反演方法以其穩(wěn)定收斂、受初始模型影響小的特性在大地電磁測(cè)深一維反演問題中得到了廣泛的應(yīng)用，是一種有效的數(shù)據(jù)處理解釋方法.Constable等［23］在1987年提出了Occam反演方法，認(rèn)為在反演中為了獲得最優(yōu)解，反演模型應(yīng)盡可能的簡(jiǎn)單、光滑，為了壓制來自非數(shù)據(jù)的構(gòu)造，模型的粗糙度應(yīng)盡可能的小.但是由于其需要直接計(jì)算雅可比矩陣，在解決高維和大型問題時(shí)反演速度較慢.二維非線性共軛梯度（NLCG）反演方法［24］利用線性系統(tǒng)的疊加原理和格林函數(shù)的性質(zhì)，策略性地實(shí)現(xiàn)了雅可比矩陣與一個(gè)向量乘積的整體計(jì)算，從而極大的提高了反演速度，在野外觀測(cè)數(shù)據(jù)大量增加的大地電磁測(cè)深方法中發(fā)揮了重要的作用，成為國際上廣泛應(yīng)用的二維反演方法.但是NLCG反演方法對(duì)初始模型的依賴性較大，反演效果的優(yōu)劣與給定的初始模型好壞關(guān)系密切.Occam反演方法和NLCG反演方法具有很好的互補(bǔ)性，可以利用一維Occam反演計(jì)算出擬二維地電剖面，以該地電剖面為初始模型進(jìn)行二維非線性共軛梯度反演，以達(dá)到更好的反演效果.

4 海岸效應(yīng)的數(shù)值模擬研究

4.1 正演模型的建立

地下巖石的電學(xué)性質(zhì)通常用電阻率或電導(dǎo)率來描述.眾所周知，地殼淺部為沉積蓋層，其電阻率主要取決于巖石的孔隙度和含水量，以及巖石中導(dǎo)電成份的“連通”情況；因而，淺部沉積巖的電阻率一般為101～103Ωm；位于沉積巖層之下的結(jié)晶基底，由于埋深增大使巖石所受壓力不斷增大，導(dǎo)致巖石密度增大，造成結(jié)晶基底的電阻率值急劇增加，達(dá)103～105Ωm.隨著深度進(jìn)一步增加達(dá)中、下地殼，其巖石處于高溫高壓環(huán)境中，溫度成為影響巖石電阻率的主要因素，從而導(dǎo)致中、下地殼巖石的電阻率降低.因此，在地殼范圍內(nèi)，地下介質(zhì)的電性結(jié)構(gòu)由淺部到深部可以粗略地看成是低阻-高阻-低阻的層狀模型［6］.近海地區(qū)由于受到海洋環(huán)境的影響，地表第四紀(jì)沉積物發(fā)育，近渤海地區(qū)地表第四紀(jì)沉積物厚度可達(dá)幾百米［1］，且電阻率一般小于其下部的沉積蓋層.

根據(jù)地殼電性結(jié)構(gòu)的一般規(guī)律和近海地區(qū)的地質(zhì)特征，參考近渤海地區(qū)的地質(zhì)、地球物理資料，將復(fù)雜的地下介質(zhì)電性結(jié)構(gòu)簡(jiǎn)化為低阻-低阻-高阻-低阻的四層模型.為分析近海地區(qū)大地電磁測(cè)深方法對(duì)異常體的探測(cè)能力，在層狀模型中嵌入有限延伸的相對(duì)高阻異常體和相對(duì)低阻異常體，整個(gè)電性結(jié)構(gòu)模型處于高導(dǎo)海洋的包圍之中（見圖1所示）；這即是用于海岸效應(yīng)數(shù)值模擬研究的三維正演模型.

圖1a為三維正演模型平面示意圖，陸地被海洋所環(huán)繞，陸地面積為100km×40km，海水電阻率值為0.33Ωm，測(cè)線沿PP′方向，6個(gè)大地電磁測(cè)深點(diǎn)位于陸地之上.

圖1 海岸效應(yīng)正演計(jì)算模型（a）模型俯視圖；（b）模型斷面示意圖.Fig.1 Plan view （a）and vertical cross－section（b）of a three－dimensional forward model

圖1b為三維正演模型剖面示意圖，地下介質(zhì)近似于層狀電性結(jié)構(gòu)，分為4層，第一層的厚度為0.5km，電阻率為20Ωm；第二層的厚度為1.5km，電阻率為50Ωm；第三層的厚度為28km，電阻率為1000Ωm；第四層由30km深度處開始向下延伸，電阻率為100Ωm.在第三層介質(zhì)中包含有一個(gè)電阻率為200Ωm的相對(duì)低阻異常體和一個(gè)電阻率為2000Ωm的相對(duì)高阻異常體.兩個(gè)異常體的埋深均為5km，體積為20km×10km×10km.6個(gè)大地電磁測(cè)深點(diǎn)位于地表，S6測(cè)點(diǎn)距離海岸線較近.海水深度根據(jù)所研究問題的不同而發(fā)生變化.

4.2 海水深度變化的影響

為分析海水深度對(duì)近海地區(qū)大地電磁測(cè)深響應(yīng)的畸變影響，在圖1所示的海岸效應(yīng)正演模型中選取0、50、100、300、500、1000、2000m7個(gè)海水深度，利用有限差分法對(duì)上述模型進(jìn)行三維正演計(jì)算，以求取測(cè)線PP′上各測(cè)點(diǎn)在不同海水深度時(shí)的大地電磁測(cè)深響應(yīng).

圖2和圖3分別給出了水深50m和1000m條件下測(cè)線PP′上6個(gè)測(cè)點(diǎn)的大地電磁測(cè)深響應(yīng)曲線.

對(duì)比圖2和圖3可知，測(cè)線上6個(gè)測(cè)點(diǎn)均受到了海岸效應(yīng)的影響，海水深度越大，各測(cè)點(diǎn)視電阻率曲線之間的差別越明顯，而相位曲線之間的差別均不大.海水深度為50m時(shí)，如圖2所示，各測(cè)點(diǎn)視電阻率曲線在小于0.1Hz的頻率范圍內(nèi)有相對(duì)較大的差別，且YX模式的視電阻率曲線要比XY模式的視電阻率曲線差別更明顯，各測(cè)點(diǎn)的相位曲線均十分接近，僅在中頻段有細(xì)微差別.海水深度為1000m時(shí)，如圖3所示，各測(cè)點(diǎn)的XY模式視電阻率曲線在0.1～0.001Hz的頻率范圍內(nèi)明顯分開，而YX模式視電阻率曲線在小于0.01Hz的頻率范圍內(nèi)彼此之間差別明顯，各測(cè)點(diǎn)的相位曲線僅在中頻段有細(xì)小的差別.

由于S6測(cè)點(diǎn)與海岸線的距離較近，受海岸效應(yīng)影響較大，因此，以S6測(cè)點(diǎn)為例，分析海水深度變化對(duì)大地電磁測(cè)深視電阻率曲線和相位曲線的畸變作用，如圖4所示.圖4中黑色實(shí)線表示無海洋存在情況下的大地電磁測(cè)深響應(yīng)曲線，即不受海岸效應(yīng)影響的大地電磁測(cè)深響應(yīng)曲線，以該曲線為基準(zhǔn)來分析不同海水深度對(duì)大地電磁測(cè)深視電阻率曲線和相位曲線的畸變作用.

圖2 海水深度50m時(shí)S1—S6大地電磁測(cè)深點(diǎn)視電阻率（A）和相位（B）正演響應(yīng)曲線Fig.2 Apparent resistivity（A）and phase（B）forward responses of S1—S6 with 50mdepth of seawater for the 3Dforward model shown in Fig.1

圖3 海水深度1000m時(shí)S1—S6大地電磁測(cè)深點(diǎn)視電阻率（A）和相位（B）正演響應(yīng)曲線Fig.3 Apparent resistivity（A）and phase（B）forward responses of S1—S6 with 1000mdepth of seawater for the 3Dforward model shown in Fig.1

圖4 不同海水深度對(duì)S6測(cè)點(diǎn)大地電磁測(cè)深視電阻率（A）和相位（B）正演響應(yīng)曲線的影響Fig.4 Apparent resistivity and phase forward responses of S6with different depths of seawater for the 3Dforward model shown in Fig.1

圖5 不同海水深度對(duì)大地電磁測(cè)深一維Occam反演結(jié)果的影響（a）水深0m；（b）水深100m；（c）水深500m；（d）水深1000m.Fig.5 1DOccam inversion results of forward responses with 0m（a），100m（b），500m（c）and 1000m （d）depths of seawater

由圖4可知，當(dāng)測(cè)點(diǎn)在近海地區(qū)時(shí)，由于海岸效應(yīng)的影響，大地電磁測(cè)深視電阻率曲線和相位曲線均發(fā)生了不同程度的畸變.對(duì)于高頻段來說，這種畸變十分微弱，大地電磁測(cè)深響應(yīng)曲線基本重合.但對(duì)于中、低頻段而言，這種畸變嚴(yán)重影響了視電阻率曲線和相位曲線的形態(tài)，不可忽視.在中頻段，受海水的影響，XY模式的視電阻率值增大，而相位值減小；YX模式的視電阻率值減小，而相位值增大.隨著頻率的降低，水深變化對(duì)大地電磁測(cè)深視電阻率曲線和相位曲線的影響規(guī)律變得復(fù)雜.對(duì)于視電阻率曲線來說，以水深100m為界，不同水深條件下的視電阻率曲線形態(tài)的變化趨勢(shì)發(fā)生了明顯的改變.在0.001Hz左右，水深2km條件下的大地電磁測(cè)深響應(yīng)曲線出現(xiàn)了不規(guī)則畸變.

對(duì)上述正演計(jì)算求取的6個(gè)測(cè)點(diǎn)的大地電磁測(cè)深正演響應(yīng)數(shù)據(jù)，利用一維Occam反演算法進(jìn)行一維反演計(jì)算，根據(jù)一維反演結(jié)果，通過插值計(jì)算，繪制測(cè)區(qū)一維反演擬斷面圖，如圖5所示.圖5分別展示了無海洋條件下和100、500、1000m三種水深條件下的一維Occam反演擬斷面圖.

由圖5可知，當(dāng)無海洋存在時(shí)，一維Occam反演擬斷面圖能夠較好地反映出地下介質(zhì)電阻率的分層信息，且對(duì)高阻異常體有較好的探測(cè)能力.當(dāng)測(cè)區(qū)附近有海水存在時(shí)，通過一維Occam反演擬斷面圖仍能很好地識(shí)別淺表地層，這與大地電磁測(cè)深資料的高頻成分受海岸效應(yīng)的影響十分微弱相一致.由于高導(dǎo)海水的存在，一維Occam反演結(jié)果在深部電阻率值偏大，而且海水越深這種偏差越大，無法反映深部的電性結(jié)構(gòu)信息，這主要是海岸效應(yīng)對(duì)近海地區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)產(chǎn)生了復(fù)雜的畸變作用造成的.

4.3 海底地形變化的影響

為了分析海底地形對(duì)近海地區(qū)大地電磁測(cè)深響應(yīng)的畸變影響，將圖1所示的海岸效應(yīng)正演模型中的海水層，設(shè)計(jì)為海水深度由20m到1000m線性漸進(jìn)變化，利用有限差分法對(duì)這種模型進(jìn)行三維正演計(jì)算，求取測(cè)線PP′上6個(gè)測(cè)點(diǎn)的大地電磁測(cè)深響應(yīng)，如圖6所示.

圖6中實(shí)線表示各測(cè)點(diǎn)在無海洋存在情況下的大地電磁測(cè)深響應(yīng)，虛線表示各測(cè)點(diǎn)受海洋環(huán)境影響時(shí)的大地電磁測(cè)深響應(yīng).由圖6可知，各測(cè)點(diǎn)均受到了海岸效應(yīng)的影響，海洋的存在使大地電磁測(cè)深響應(yīng)曲線發(fā)生了嚴(yán)重的畸變，這種畸變作用主要表現(xiàn)在中、低頻段.XY模式視電阻率值在小于0.1Hz的頻率范圍內(nèi)明顯增大，且頻率越低，視電阻率值增大的幅度越大.YX模式視電阻率值在中頻段減小，而在低頻段增大，且頻率越低，視電阻率值增大的幅度越大.兩種模式的相位曲線亦在中、低頻段出現(xiàn)畸變，當(dāng)頻率小于0.001Hz時(shí)，兩種模式的相位曲線的變化趨勢(shì)接近.

以距離海岸線較近的S6測(cè)點(diǎn)為例，S6測(cè)點(diǎn)的大地電磁測(cè)深視電阻率和相位正演響應(yīng)曲線如圖7所示.圖7中紅色和藍(lán)色的圓圈分別表示漸進(jìn)海水深度條件下的XY模式和YX模式大地電磁測(cè)深響應(yīng)，而紅色和藍(lán)色的實(shí)線分別表示無海洋存在時(shí)的XY模式和YX模式大地電磁測(cè)深響應(yīng).

由圖7可知，在漸進(jìn)海水深度條件下，高頻段的大地電磁測(cè)深響應(yīng)受海岸效應(yīng)的畸變作用十分微弱，而低頻段的大地電磁測(cè)深視電阻率值增大，且XY模式相對(duì)于YX模式增加的幅度更大.

阻抗張量元素極化圖是指某一頻率的阻抗張量元素的模隨測(cè)量坐標(biāo)旋轉(zhuǎn)角變化的軌跡.可以用來定性分析地下介質(zhì)的維度信息［25］.圖8是S6測(cè)點(diǎn)在海底地形變化時(shí)不同頻率的大地電磁測(cè)深阻抗張量極化圖.由圖8可知，在淺部，地下介質(zhì)的一維性質(zhì)明顯，與正演模型相符合.隨著深度的增加，地下介質(zhì)的維度信息變得復(fù)雜.在深部，地下介質(zhì)表現(xiàn)出三維性質(zhì)，這主要是受到海岸效應(yīng)的影響造成的.

對(duì)反映海底地形變化的6個(gè)測(cè)點(diǎn)的大地電磁測(cè)深正演響應(yīng)數(shù)據(jù)，利用一維Occam反演算法進(jìn)行一維反演計(jì)算，根據(jù)一維反演結(jié)果，通過插值計(jì)算，繪制測(cè)區(qū)一維Occam反演擬斷面圖，如圖9所示.

由圖9可知，當(dāng)海底地形變化時(shí)，一維Occam反演擬斷面圖能夠較好地反映出地下淺層介質(zhì)的電性結(jié)構(gòu)，深部地層的反演結(jié)果電阻率值偏大，但仍能反映出層狀結(jié)構(gòu)的趨勢(shì)，且對(duì)高阻異常體有較好的探測(cè)能力.這一結(jié)果與大地電磁測(cè)深資料的高頻成分受海岸效應(yīng)的影響十分微弱，而低頻成分易受海岸效應(yīng)的影響而發(fā)生畸變相關(guān)聯(lián).

對(duì)反映海底地形變化的6個(gè)測(cè)深點(diǎn)的大地電磁測(cè)深正演響應(yīng)數(shù)據(jù)，利用二維非線性共軛梯度（NLCG）反演算法進(jìn)行二維反演計(jì)算，該測(cè)區(qū)的TM模式、TE模式、TM和TE聯(lián)合模式、TM、TE以及HZ聯(lián)合模式的二維反演結(jié)果如圖10所示.

由圖10可以看出，4種反演模式均能夠反映出淺部地層的電性結(jié)構(gòu)，其中TM模式對(duì)淺部地層的反演效果最好.TM模式的反演結(jié)果能夠在一定程度上反映出高阻異常體和低阻異常體的存在，在海岸線附近5～20km深度范圍內(nèi)電阻率值偏大，深部出現(xiàn)了大面積的低阻假異常.TE模式的反演結(jié)果對(duì)高阻異常體的存在有一定的反映，對(duì)低阻異常體的探測(cè)效果不明顯.深部地層的TE模式反演結(jié)果較為可靠.兩種聯(lián)合模式的反演結(jié)果包含了TM模式和TE模式各自的優(yōu)、缺點(diǎn).聯(lián)合模式反演結(jié)果對(duì)高阻異常體和低阻異常體均有一定的反映，但在距離海岸線較近的區(qū)域出現(xiàn)高阻假異常，在深部則出現(xiàn)低阻假異常.TM模式反演對(duì)介質(zhì)中三維電性結(jié)構(gòu)的適應(yīng)性較強(qiáng).在地表存在不均勻體，靜位移［26］影響嚴(yán)重的情況下，TE模式通常具有較好的反演效果.

圖6 漸變海水深度條件下海岸效應(yīng)對(duì)S1～S6大地電磁測(cè)深點(diǎn)視電阻率（A）和相位（B）正演響應(yīng)曲線的影響Fig.6 Apparent resistivity and phase forward responses of S1～S6station for the 3Dforward model shown in Fig.1

圖7 漸變海水深度條件下S6測(cè)點(diǎn)大地電磁測(cè)深視電阻率（a）和相位（b）正演響應(yīng)曲線Fig.7 Apparent resistivity（a）and phase（b）forward responses of S6station for the 3Dforward model shown in Fig.1

5 近海地區(qū)實(shí)測(cè)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)質(zhì)量分析

在北緯39°東經(jīng)117°的近渤海地區(qū)進(jìn)行了大量的大地電磁測(cè)深野外采集工作，如圖11所示.渤海深度較淺，小于30m的海域近7.2×104km2，海底地勢(shì)平坦，地形也較為單調(diào).渤海為中、新生代沉降盆地，基底為前寒武紀(jì)變質(zhì)巖.第四紀(jì)的沉積厚度約300～500m.地殼厚度，中部為29km，向四周增加，可達(dá)31～34km［1］.

由于圖11所示的大地電磁測(cè)深點(diǎn)分布在近海地區(qū)，海岸效應(yīng)影響嚴(yán)重，需要詳細(xì)評(píng)估測(cè)區(qū)測(cè)點(diǎn)的數(shù)據(jù)質(zhì)量.以距離渤海較近的B1號(hào)大地電磁測(cè)深點(diǎn)為例，分析近渤海地區(qū)實(shí)測(cè)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)的數(shù)據(jù)質(zhì)量.野外數(shù)據(jù)采集所使用的儀器是加拿大鳳凰公司生產(chǎn)的MTU5大地電磁采集系統(tǒng).野外采集Ex、Ey、Hx、Hy、Hz五個(gè)電磁場(chǎng)分量，頻率范圍為320～0.0001Hz.對(duì)實(shí)測(cè)的大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)進(jìn)行遠(yuǎn)參考處理和功率譜挑選，以改善數(shù)據(jù)質(zhì)量，提高信噪比.B1測(cè)點(diǎn)的大地電磁測(cè)深響應(yīng)曲線圖和阻抗張量極化圖如圖12所示.

圖8 漸變海水深度條件下S6測(cè)點(diǎn)不同頻率大地電磁測(cè)深阻抗張量極化圖Fig.8 Impedance polar diagrams of S6station as a function of frequency for the 3Dforward model shown in Fig.1

從圖12可以看出，大地電磁測(cè)深響應(yīng)曲線在高頻部分受到畸變作用影響較小，XY模式和YX模式視電阻率曲線基本重合，與淺表地層的一維沉積蓋層性質(zhì)相對(duì)應(yīng)，淺表介質(zhì)的一維性質(zhì)在維度參數(shù)曲線和阻抗張量極化圖中也有明顯的顯示.在中頻部分，大地電磁測(cè)深視電阻率和相位均受畸變作用影響嚴(yán)重，不能可靠地反映地下介質(zhì)的電阻率信息，這種畸變可能是由于噪聲干擾的影響造成的.對(duì)于低頻部分來說，XY模式和YX模式的兩條大地電磁測(cè)深視電阻率曲線明顯分開，指示出地下介質(zhì)的復(fù)雜結(jié)構(gòu)，阻抗張量極化圖也反映出地下介質(zhì)明顯的三維性質(zhì)，但是這種結(jié)果也可能是由于測(cè)點(diǎn)位于近海地區(qū)，受海岸效應(yīng)的影響而發(fā)生畸變引起的.

對(duì)B1號(hào)大地電磁測(cè)深點(diǎn)的實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)，利用一維Occam反演算法進(jìn)行反演計(jì)算，B1測(cè)點(diǎn)處的一維Occam反演結(jié)果如圖13所示.由圖13可知，TE模式對(duì)B1測(cè)點(diǎn)的視電阻率曲線和相位曲線的擬合效果均較好，而TM模式僅對(duì)B1測(cè)點(diǎn)的視電阻率曲線擬合的效果較好.在低頻段，TM模式的一維Occam反演結(jié)果無法擬合B1測(cè)點(diǎn)的相位曲線.綜合分析TE模式和TM模式一維Occam反演所得出的B1測(cè)點(diǎn)處的一維介質(zhì)模型可知，淺表地層的電阻率較低，在深度大于1km的地層中，介質(zhì)的電阻率開始有所增大，在1～10km的深度范圍內(nèi)可能存在有高阻層.

6 結(jié)論和建議

本文通過正演模擬方法，分析和總結(jié)了海水深度變化和海底地形變化對(duì)近海地區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)的畸變影響.當(dāng)測(cè)點(diǎn)位于近海地區(qū)時(shí)，由于海岸效應(yīng)的影響，大地電磁測(cè)深視電阻率曲線和相位曲線均會(huì)發(fā)生不同程度的畸變.在高頻部分，這種畸變影響十分微弱.而在低頻部分，這種畸變嚴(yán)重影響了視電阻率曲線和相位曲線的形態(tài)，海岸效應(yīng)不可忽視，會(huì)直接影響到大地電磁測(cè)深資料的處理解釋結(jié)果.對(duì)近海地區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)進(jìn)行一維Occam反演和二維NLCG反演，兩者對(duì)淺表地層均具有較好的反演效果，這與大地電磁測(cè)深資料的高頻成分受海岸效應(yīng)的影響十分微弱相一致.隨著海水深度的增加和海底地形的復(fù)雜變化，一維和二維反演結(jié)果在深部均會(huì)出現(xiàn)不同程度的假異常，為地質(zhì)解釋工作造成了影響.由于海岸效應(yīng)的影響，一維Occam反演結(jié)果深部電阻率值偏大.二維NLCG反演TM模式對(duì)表層結(jié)構(gòu)敏感，易受靜位移的影響，而TE模式對(duì)深部結(jié)構(gòu)的反映更可靠.近渤海地區(qū)的實(shí)測(cè)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)在低頻部分可能受到海岸效應(yīng)的影響而導(dǎo)致視電阻率曲線和相位曲線的嚴(yán)重畸變.

圖9 漸變海水深度條件下大地電磁測(cè)深一維Occam反演擬斷面圖Fig.9 1DOccam inversion results of forward responses for the 3Dforward model shown in Fig.1

圖10 漸變海水深度條件下大地電磁測(cè)深二維非線性共軛梯度反演結(jié)果（a）TM 模型；（b）TE模式；（c）TM ＆ TE聯(lián)合模式；（d）TM ＆ TE ＆ HZ聯(lián)合模式.Fig.10 2DNLCG inversion results of forward responses for the 3Dforward model shown in Fig.1（a）Mode TM；（b）Mode TE；（c）Mode TM ＆ TE；（d）Mode TM ＆ TE ＆ HZ.

圖11 實(shí)測(cè)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)點(diǎn)位示意圖Fig.11 Map of the survey area with MT sounding stations

圖12 B1測(cè)點(diǎn)大地電磁測(cè)深響應(yīng)曲線圖和阻抗張量極化圖Fig.12 MT response curves and impedance polar diagrams of B1station

在近海地區(qū)進(jìn)行大地電磁測(cè)深資料的處理解釋時(shí)，忽略海岸效應(yīng)的影響，將對(duì)地質(zhì)解釋工作造成巨大困難.建議對(duì)近海地區(qū)更加復(fù)雜的地質(zhì)模型進(jìn)行分析，進(jìn)一步總結(jié)海岸效應(yīng)對(duì)近海地區(qū)大地電磁測(cè)深數(shù)據(jù)的畸變作用.

圖13 B1測(cè)點(diǎn)大地電磁測(cè)深一維Occam反演模型（A）TE模式；（B）TM 模式；（a1，b1）視電阻率；（a2，b2）相位；（a3，b3）一維模型.Fig.13 1Dmodel of B1station with 1DOccam inversion

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