裴建新，吳俊良，祁江豪

(1.中國(guó)海洋大學(xué)海洋地球科學(xué)學(xué)院, 山東 青島 266100；2.中國(guó)海洋大學(xué)海底科學(xué)與探測(cè)技術(shù)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266100；3.青島海洋地質(zhì)研究所，山東 青島 266071；4.青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室 海洋礦產(chǎn)資源評(píng)價(jià)與探測(cè)技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室，山東 青島 266237)

近年來(lái)，以海洋大地電磁法(Marine Magnetotellurics)為代表的海洋電磁探測(cè)技術(shù)，常用于獲得深部地層的電性結(jié)構(gòu)，并且具有對(duì)海底以下低阻層反應(yīng)靈敏的特點(diǎn)。電磁波不受高阻地層屏蔽影響，能夠穿透高阻覆蓋層，這對(duì)海底致密巖層以下的結(jié)構(gòu)探測(cè)是非常有利的。因此，在海洋地球物理勘探中，海洋MT探測(cè)常作為地震勘探方法的有效補(bǔ)充，在國(guó)際上得到了快速發(fā)展和應(yīng)用[1-2]。由于海洋MT以天然電磁場(chǎng)為場(chǎng)源，如太陽(yáng)風(fēng)、雷電等產(chǎn)生的感應(yīng)電磁場(chǎng)，工作頻段一般為10-4～103Hz[3]，該方法在具備較大穿透深度的同時(shí)，其探測(cè)的空間分辨能力也受到了一定制約，對(duì)地層的分層能力不足[4]。因此，海洋MT對(duì)地層的空間分辨能力有待進(jìn)一步提高。海底地震儀(Ocean Bottom Seismometer，OBS)探測(cè)是目前海洋深部地震探測(cè)的主要方法之一，是在海底深部地質(zhì)構(gòu)造調(diào)查、天然地震活動(dòng)性和地震預(yù)報(bào)等研究中廣泛應(yīng)用的方法[5]。主動(dòng)源OBS探測(cè)以人工激發(fā)震源為場(chǎng)源，主要應(yīng)用于油氣資源勘探或者海底殼幔速度結(jié)構(gòu)研究等，對(duì)地下結(jié)構(gòu)的垂向分層能力相對(duì)較強(qiáng)。當(dāng)海底以下地層地震波波阻抗差較小時(shí)，海洋地震勘探對(duì)地層的識(shí)別會(huì)存在一些困難[6]。不同海洋地球物理勘探方法基于不同的巖石物性參數(shù)，考慮到海洋地球物理場(chǎng)的復(fù)雜性，在研究中，綜合利用多種地球物理場(chǎng)的信息進(jìn)行分析可以減少單一方法的多解性。將海洋OBS探測(cè)資料提供的速度結(jié)構(gòu)信息引入海洋MT反演中，并獲得更理想的解釋結(jié)果是一項(xiàng)有重要意義的研究。

在構(gòu)造大地電磁反演目標(biāo)函數(shù)時(shí)，可以選擇不同的模型穩(wěn)定泛函為反演問(wèn)題的解提供合適的模型空間類型，如基于模型參數(shù)梯度算子的最平緩模型穩(wěn)定泛函、基于模型參數(shù)Laplace算子的最光滑穩(wěn)定泛函等可以構(gòu)造出光滑的模型解，反演結(jié)果總體呈現(xiàn)光滑漸變，但是無(wú)法生成較為清晰的地質(zhì)體界面[7]。為解決這個(gè)問(wèn)題，Last等提出“聚焦”反演的思想，以最小支撐(Minimum Support，MS)穩(wěn)定泛函對(duì)目標(biāo)函數(shù)中的正則化項(xiàng)施加約束[8]。Portniaguine等在此基礎(chǔ)上做出改進(jìn)，提出最小梯度支撐穩(wěn)定泛函(Minimum Gradient Support，MGS)，通過(guò)引入梯度支撐的概念，對(duì)模型參數(shù)發(fā)生變化的位置進(jìn)行最小化處理，以減小模型的平滑效果，使反演得到的模型電性界面更清晰[9-10]。根據(jù)巖石物理關(guān)系，地震速度結(jié)構(gòu)和地下電阻率結(jié)構(gòu)的邊界在深度上具有結(jié)構(gòu)相似性，地層的結(jié)構(gòu)或邊界能夠被兩種不同的地球物理方法分辨出來(lái)[11-13]，可以在大地電磁反演目標(biāo)函數(shù)的模型穩(wěn)定泛函中添加其他物性參數(shù)，如地震、鉆井等先驗(yàn)信息，對(duì)反演結(jié)果起到有益的約束作用[14]。Yan等、Corbo等利用過(guò)MT測(cè)線的鉆孔數(shù)據(jù)約束MT二維反演，驗(yàn)證電阻率測(cè)井先驗(yàn)信息可以對(duì)MT電阻率成像起到明顯的改善效果[15-16]；Ichiki等利用已有的俯沖板塊信息建立約束模型，添加到MT反演的目標(biāo)函數(shù)中，獲得了更準(zhǔn)確的俯沖帶三維電阻率模型[17]；Kieu等基于模糊聚類方法，在反演中添加結(jié)構(gòu)和巖石物理方面的先驗(yàn)信息，對(duì)地質(zhì)體邊界進(jìn)行約束，實(shí)現(xiàn)了更好的模型電阻率解釋效果[18]?；诖耍疚奶岢鲆环N速度約束的海洋大地電磁反演方法，由主動(dòng)源OBS探測(cè)獲得的二維速度結(jié)構(gòu)提取一維速度模型，該模型包含了重要的地層界面信息。以速度結(jié)構(gòu)信息構(gòu)建大地電磁模型約束泛函，約束反演迭代過(guò)程中，電阻率模型的層位更傾向于出現(xiàn)在速度梯度發(fā)生變化的位置[19]，旨在發(fā)揮兩種海洋地球物理探測(cè)方法的優(yōu)勢(shì)，使海洋MT反演的電阻率模型具有較好的地層分辨能力和更接近真實(shí)模型的電阻率值估計(jì)。

1 速度約束的海洋大地電磁聚焦反演方法

考慮到海洋大地電磁反演主要針對(duì)于深部構(gòu)造信息，在此采用擬線性反演算法中計(jì)算速度較快的Gauss-Newton最優(yōu)化方法開(kāi)展本項(xiàng)研究。在進(jìn)行常規(guī)MT反演時(shí)，采用的目標(biāo)函數(shù)如式所示[20-21]：

φ(m)=φd(m)+λφm(m)=

(1)

式中：φd(m)為觀測(cè)數(shù)據(jù)擬合泛函；φm(m)為模型約束穩(wěn)定泛函；m為M維模型參數(shù)向量；λ為正則化因子，用于平衡數(shù)據(jù)擬合項(xiàng)和模型約束項(xiàng)之間的權(quán)重；dobs為觀測(cè)數(shù)據(jù)，F(xiàn)(m)為正演響應(yīng)；Wd和Wm分別為數(shù)據(jù)加權(quán)矩陣和模型加權(quán)矩陣。

反演過(guò)程中模型參數(shù)數(shù)量的限制以及噪聲干擾等因素都會(huì)導(dǎo)致反演問(wèn)題出現(xiàn)多解性情況，因此需要引入其他的約束信息對(duì)模型結(jié)構(gòu)進(jìn)行約束，即模型約束穩(wěn)定泛函φm(m)，其主要目的是在先驗(yàn)信息的指導(dǎo)下，為反演問(wèn)題的解選擇適當(dāng)?shù)哪Ｐ皖愋蚚22]，表達(dá)式如式所示：

(2)

式中：mref為參考模型，一般包含有先驗(yàn)信息；Wm為M×M階的模型加權(quán)矩陣，不同的Wm可以定義不同的模型約束泛函φm(m)，從而獲得不同模型約束下的反演結(jié)果。常見(jiàn)的模型約束泛函形式有最小模型穩(wěn)定泛函(MM)、最平緩模型穩(wěn)定泛函(FM)、最光滑模型穩(wěn)定泛函(SM)等[23]，其模型加權(quán)矩陣Wm的形式如式所示：

(3)

眾所周知，最小模型穩(wěn)定泛函反演結(jié)果中容易出現(xiàn)冗余的突變結(jié)構(gòu)；最平緩模型穩(wěn)定泛函以及最光滑模型穩(wěn)定泛函傾向于得到電阻率參數(shù)光滑漸變的模型結(jié)構(gòu)。以上三種模型穩(wěn)定泛函在大地電磁反演中的應(yīng)用比較廣泛，但是許多情況下不能準(zhǔn)確描述地下真實(shí)的塊狀地質(zhì)構(gòu)造[24]。為了使反演得到的模型參數(shù)在地層界面位置發(fā)生明顯的變化，可以使用基于聚焦反演思想的最小梯度支撐穩(wěn)定泛函(MGS)，以減小模型的“平滑”效果。該方法原理是對(duì)模型參數(shù)變化劇烈或者不連續(xù)的區(qū)域進(jìn)行面積最小化，因其具有保留突變結(jié)構(gòu)且可以移除虛假震蕩的優(yōu)勢(shì)，有助于使目標(biāo)地層邊界更加清晰，并能提高對(duì)塊狀地質(zhì)結(jié)構(gòu)的分辨能力[25]。最小梯度支撐穩(wěn)定泛函(MGS)的形式為[10]：

(4)

式中，β為聚焦參數(shù)，影響聚焦面積最小化的效果，取值一般為[10-6,10-3]內(nèi)的常數(shù)，可避免在零值處的奇異性，保持模型約束泛函的穩(wěn)定性。在一維反演計(jì)算中，可以將空間梯度計(jì)算近似為相鄰兩層之間的一階差分[19, 23]。

為了分析MGS模型穩(wěn)定泛函的聚焦效果，設(shè)計(jì)如表 1所示的四層地電模型，用于測(cè)試光滑穩(wěn)定泛函(FM與SM穩(wěn)定泛函)與最小梯度支撐穩(wěn)定泛函(MGS)的反演結(jié)果對(duì)比效果，三種模型穩(wěn)定泛函的反演結(jié)果如圖 1所示。結(jié)果表明，在達(dá)到RMS最小的情況下，相較于光滑穩(wěn)定泛函，MGS穩(wěn)定泛函反演結(jié)果反映的電阻率值更準(zhǔn)確，更加突出地層的邊界和層狀結(jié)構(gòu)，明顯體現(xiàn)出其“聚焦”的效果，且淺部不會(huì)出現(xiàn)冗余電阻率異常。隨著迭代次數(shù)的增加，相較于光滑穩(wěn)定泛函，MGS穩(wěn)定泛函不會(huì)出現(xiàn)過(guò)擬合現(xiàn)象。

表1 四層地電模型電阻率-層厚參數(shù)

圖1 MGS穩(wěn)定泛函與光滑穩(wěn)定泛函反演結(jié)果對(duì)比

根據(jù)電磁波的傳播特性，海洋大地電磁法作為頻率域電磁測(cè)深方法，反演結(jié)果對(duì)電阻率和層厚的乘積比較敏感，若僅采用MGS穩(wěn)定泛函而未添加其他地球物理參數(shù)的先驗(yàn)信息的約束，其結(jié)果仍會(huì)受到電磁反演等值性的影響，這對(duì)反演的電阻率模型進(jìn)行定量解釋是極為不利的[26]。因此，本文提出了一個(gè)基于地震速度資料的大地電磁反演模型約束泛函，基于電阻率模型與速度模型具有結(jié)構(gòu)相似性的前提，定義了如式所示的速度約束穩(wěn)定泛函：

(5)

式中：v(i)為模型第i層的地震速度參數(shù)；β為聚焦算子，這里既可以避免在0值處的奇異性，也可以對(duì)速度參數(shù)做歸一化處理，避免與電阻率數(shù)值差異太大引起反演算法不穩(wěn)定。在一維層狀介質(zhì)情況下，速度空間梯度可以近似為模型空間相鄰兩層之間的差分。因此其模型加權(quán)矩陣Wv為：

(6)

(7)

式中，N為反演過(guò)程中模型空間劃分的層數(shù)。由于模型的權(quán)重來(lái)自于地震波速度信息，而地震速度模型具有更高的深度分辨率，所以，相較于φMGS(m)而言，φvMGS(m)可以在地電結(jié)構(gòu)反演中更清晰地反映出地層差異特征，這有助于反演得到更準(zhǔn)確的電阻率值估計(jì)。

為了獲取高質(zhì)量的速度約束信息，在應(yīng)用主動(dòng)源海洋地震探測(cè)時(shí)，可采用低主頻、大容量氣槍震源，多支氣槍槍陣以及大排列間距的方式增加地震波的穿透性和傳播距離，獲得質(zhì)量更高的深部地震波場(chǎng)信息，使得主動(dòng)源OBS探測(cè)深度可達(dá)莫霍面，且對(duì)主要層位識(shí)別比較準(zhǔn)確[27-29]。OBS方法進(jìn)行速度結(jié)構(gòu)成像的基本流程一般如圖 2所示[30]。本次研究中采用縱波速度模型作為速度約束先驗(yàn)信息。在獲得二維速度結(jié)構(gòu)基礎(chǔ)上，根據(jù)海洋MT測(cè)點(diǎn)位置提取相應(yīng)點(diǎn)位海底以下一維速度結(jié)構(gòu)，作為先驗(yàn)信息添加到海洋大地電磁反演的目標(biāo)函數(shù)中，可構(gòu)建基于速度梯度的模型約束泛函φvMGS(m)，對(duì)不同地層的模型更新量進(jìn)行加權(quán)，達(dá)到約束效果，引導(dǎo)反演的迭代方向，提高海洋MT反演的分辨能力。

圖2 OBS資料速度結(jié)構(gòu)成像基本流程

由式(1)、式(5)和式(6)，得到地震速度信息約束的大地電磁反演目標(biāo)函數(shù)為：

φ(m)=φd(m)+λφvMGS(m)=

(8)

綜上，本文研究方法的技術(shù)路線如圖 3所示。

圖3 速度約束的大地電磁反演算法技術(shù)路線

2 模型測(cè)試

為了驗(yàn)證本文研究速度約束的海洋大地電磁反演方法，并測(cè)試其在出現(xiàn)速度倒轉(zhuǎn)、波阻抗差異較小地層深部結(jié)構(gòu)研究應(yīng)用的效果，以我國(guó)南黃海千里巖隆起區(qū)地層結(jié)構(gòu)構(gòu)建地電模型進(jìn)行反演計(jì)算。眾所周知，我國(guó)南黃海海域廣泛分布中古生界海相碳酸鹽巖層[31]，新生代低速陸相沉積碎屑巖覆蓋在高速海相碳酸鹽巖地層之上，而在南黃海千里巖隆起區(qū)，根據(jù)地震資料可以判斷該隆起區(qū)存在逆沖推覆構(gòu)造，前震旦系變質(zhì)巖高速推覆體覆蓋在中-古生界海相沉積層之上，并且該推覆體的厚度也比較大，可達(dá)3～7 km，推覆體底界面最大深度可達(dá)10 km[32-33]。海相沉積層相較于變質(zhì)巖推覆體速度較低，因此會(huì)出現(xiàn)速度倒轉(zhuǎn)現(xiàn)象，但其速度反轉(zhuǎn)程度并不明顯。推覆構(gòu)造的速度、電阻率性質(zhì)表現(xiàn)為前震旦系變質(zhì)巖的巖石物理性質(zhì)。根據(jù)千里巖隆起海區(qū)露頭—千里巖島出露，變質(zhì)巖類型主要為：榴輝巖、片麻巖、超鎂鐵質(zhì)巖、花崗質(zhì)片麻巖等[34]，呈現(xiàn)高速度、高電阻率的巖石物理特性。推覆體的速度一般為6.3～6.9 km/s；根據(jù)蘇北盆地測(cè)井信息可得，前震旦系變質(zhì)巖電阻率一般在200～500 Ω·m[35-36]。變質(zhì)巖推覆體呈現(xiàn)高速度和高電阻率特性，因此可以發(fā)揮電磁波不受高阻層屏蔽的優(yōu)勢(shì)，利用海洋大地電磁法研究推覆構(gòu)造以下地質(zhì)構(gòu)造特點(diǎn)及電性特征。

參考區(qū)域地質(zhì)資料構(gòu)建如圖 4所示的速度-電阻率模型。根據(jù)南黃海千里巖隆起區(qū)OBS二維速度結(jié)構(gòu)剖面[32]，將該地區(qū)地殼及上部地層速度結(jié)構(gòu)劃分為6層，這里的海相沉積層速度參考表 2 “南黃海地區(qū)地層速度表”[37-38]，上地殼與下地殼速度參考OBS探測(cè)速度資料[39]。模型中陸相沉積層厚度為400 m，高阻的變質(zhì)巖推覆體厚度為6 km，推覆體以下為海相沉積層。基于該模型進(jìn)行海洋大地電磁反演測(cè)試，分析該反演方法在發(fā)揮電磁波不受高阻層屏蔽優(yōu)勢(shì)及提高地層分辨率方面的效果。

表2 南黃海地區(qū)地層速度表[21]

圖4 速度-電阻率參考模型

首先，以電阻率模型為基礎(chǔ)進(jìn)行大地電磁正演模擬，在周期10-3～103s范圍內(nèi)選取48個(gè)等對(duì)數(shù)間隔分布的頻點(diǎn)數(shù)據(jù)，加入1%的隨機(jī)噪聲。其正演模擬結(jié)果如圖 5所示。在該區(qū)域海洋MT正演資料基礎(chǔ)上，分別開(kāi)展無(wú)速度約束和有速度約束的大地電磁聚焦反演，并測(cè)試不同的速度模型對(duì)約束反演的影響。

圖5 參考電阻率模型正演結(jié)果

2.1 基于最小支撐梯度(MGS)穩(wěn)定泛函大地電磁聚焦反演

采用Gauss-Newton反演算法，將反演模型空間均勻劃分為80層，初始模型設(shè)定為100 Ω·m的均勻半空間模型。根據(jù)模型加權(quán)矩陣形式，采用式(4)中模型穩(wěn)定泛函φMGS的進(jìn)行聚焦反演，反演經(jīng)過(guò)17次迭代達(dá)到RMS最小(RMS=0.76)，反演結(jié)果如圖 6所示。

圖6 基于MGS穩(wěn)定泛函MT聚焦反演結(jié)果

從整體來(lái)看，反演結(jié)果可以反映出電阻率的變化趨勢(shì)，厚度為0.4 km的低阻陸相沉積層的深度和電阻率值可以準(zhǔn)確得到；在深度6.4～8.4 km的范圍可以看到呈現(xiàn)相對(duì)低阻特性的海相碎屑巖層，這已較好地解決了上覆高速層對(duì)速度結(jié)構(gòu)成像造成的不利影響；深度8.4 km以下的反演結(jié)果可以反映下部地層電阻率變化的整體趨勢(shì)；得到的各層位中心位置反演電阻率值相對(duì)誤差由淺至深依次為：0.15%、0.59%、34.42%、58.8%、48.54%和25.39%。

由區(qū)域地質(zhì)資料可知，海相沉積層可進(jìn)一步分為相對(duì)低阻(<200 Ω·m)的海相碎屑巖沉積層和相對(duì)高阻(200～1 000 Ω·m)的海相碳酸鹽巖層，基于最小梯度支撐(MGS)穩(wěn)定泛函大地電磁聚焦反演對(duì)參考模型中兩種沉積層的界面(深度8.4 km處)反映并不清楚。受到海洋大地電磁反演分層能力不足的限制，深部地層的結(jié)構(gòu)劃分不明顯，很難準(zhǔn)確描述電性層位變化的位置。

2.2 準(zhǔn)確速度信息約束的海洋大地電磁反演

為了進(jìn)一步改善反演效果，需進(jìn)行速度約束的大地電磁反演。假設(shè)在理想情況下，與海洋MT勘探深度匹配的主動(dòng)源OBS資料可以提供準(zhǔn)確的地層速度信息，則可利用層位信息較為準(zhǔn)確的速度資料對(duì)海洋大地電磁反演進(jìn)行約束。在圖 4電阻率模型的基礎(chǔ)上，添加各層位的速度約束信息，如圖 7右側(cè)條帶所示。電阻率模型空間仍均勻劃分為80層，保持正則化因子選取策略、電阻率值上下限約束、反演收斂條件等參數(shù)不變。該條件下速度約束大地電磁反演在第11次迭代達(dá)到RMS最小(RMS=0.98)，反演結(jié)果如圖 7所示。

圖7 基于MGS聚焦穩(wěn)定泛函的速度約束MT反演結(jié)果

與無(wú)速度約束的海洋MT聚焦反演結(jié)果相比，添加速度信息約束后，由低阻陸相沉積層向高阻推覆體突變位置(深度0.4 km處)的虛假電性異常得到了壓制。

海相沉積層界面在添加了速度約束以后，可以準(zhǔn)確地反映相對(duì)低阻層和相對(duì)高阻層的電性界面。更為重要的是，海相下構(gòu)造碳酸鹽巖層與上地殼在常規(guī)的MT反演中無(wú)法分辨出，在添加速度約束后可以較好地反映兩層的電阻率值差異；各層位中心位置反演電阻率值相對(duì)誤差由淺至深依次為：0.87%、8.41%、13.42%、8.25%、5.55%和0.42%，相較于無(wú)約束反演結(jié)果，誤差大幅減小。

總體上，理想情況下，引入準(zhǔn)確的速度信息約束不僅可以提高常規(guī)MT反演的分層能力，在速度梯度信息的約束下，電阻率值反演結(jié)果也接近真實(shí)模型。

2.3 速度模型擾動(dòng)對(duì)約束反演的影響

海洋OBS探測(cè)相較于海洋MT探測(cè)而言具有層位分辨能力高的優(yōu)勢(shì)，但實(shí)際探測(cè)中存在的諸多影響因素可能會(huì)造成所獲得的速度信息存在誤差，速度數(shù)值擾動(dòng)會(huì)在計(jì)算約束反演模型加權(quán)矩陣Wv時(shí)發(fā)生速度梯度變化，因此有必要測(cè)試模型速度具體數(shù)值擾動(dòng)對(duì)約束反演算法的影響。

就如圖 4所示的速度-電阻率模型而言，海相酸鹽巖沉積層埋深較大，且呈現(xiàn)高速特性，與下部上地殼變質(zhì)巖層的地震波波阻抗接近，速度結(jié)構(gòu)獲取過(guò)程中易受影響而產(chǎn)生誤差?？紤]存在速度誤差的情況，對(duì)8.4～10.4 km的海相碳酸鹽巖高速層的速度值進(jìn)行擾動(dòng)變化，即對(duì)約束模型中8.4～10.4 km段的速度值在6.0 km/s的基礎(chǔ)上，逐次遞增0.2 km/s，向上地殼變質(zhì)巖層速度6.5 km/s逼近，賦值分別為6.0、6.2和6.4 km/s，基于這三種速度模型約束的海洋MT反演結(jié)果如圖 8所示，結(jié)果表明：速度數(shù)值的變化會(huì)對(duì)反演結(jié)果產(chǎn)生一定的影響，但總體上比較?。蝗N情況下的各層電阻率值與真實(shí)模型均比較接近，這是因?yàn)樵诶盟俣荣Y料構(gòu)建模型加權(quán)矩陣時(shí)計(jì)算的是各層的速度梯度，即電阻率模型在迭代過(guò)程中傾向于在速度梯度變化的位置生成電阻率界面，而當(dāng)速度值在一定范圍內(nèi)發(fā)生變化時(shí)，模型約束泛函φvMGS中的聚焦穩(wěn)定因子β可以對(duì)速度梯度做歸一化處理，反演達(dá)到RMS最小時(shí)的迭代總次數(shù)會(huì)發(fā)生變化，但是反演結(jié)果保持穩(wěn)定。所以，當(dāng)速度約束模型的某層速度值存在一定范圍內(nèi)的擾動(dòng)時(shí)，該約束反演方法仍可表現(xiàn)出較好穩(wěn)定性。

圖8 海相碳酸鹽巖層速度變化約束反演結(jié)果

進(jìn)行震相擬合時(shí)，隨著深度增加，在獲得深部其他層位速度值時(shí)也可能會(huì)產(chǎn)生誤差。為了分析這種條件下的反演效果，在圖 7速度約束模型的基礎(chǔ)上，對(duì)高速層以下(深度6.4 km以下)每一層的速度值分別添加±0.2 km/s的擾動(dòng)，以此構(gòu)建約束條件并進(jìn)行約束反演，得到各層中心位置相對(duì)誤差，如表 3所示。結(jié)果表明：對(duì)速度模型不同層位分別予以速度值擾動(dòng)而構(gòu)建的約束條件對(duì)MT約束反演所得到的電阻率值會(huì)產(chǎn)生一定的影響，但對(duì)總體結(jié)構(gòu)特征影響不大，產(chǎn)生的電阻率誤差與圖 7反演結(jié)果接近。

表3 層位速度擾動(dòng)對(duì)反演各層電阻率的影響

2.4 高速推覆層對(duì)海洋大地電磁約束反演的影響

當(dāng)考慮高速推覆體對(duì)速度資料獲取的影響時(shí)，高速層以下會(huì)出現(xiàn)速度倒轉(zhuǎn)的情況，當(dāng)相鄰地層之間的地震波波阻抗差異較小時(shí)，也會(huì)影響對(duì)下伏地層的精準(zhǔn)識(shí)別，此時(shí)以地震方法獲得的速度約束模型可能存在結(jié)構(gòu)不完整的情況，模擬分析速度約束結(jié)構(gòu)與電阻率模型結(jié)構(gòu)不匹配對(duì)約束反演的影響是有實(shí)際意義的。

仍以南黃海千里巖隆起區(qū)為例，根據(jù)圖 4所示的電阻率模型，參考區(qū)域地質(zhì)資料，由OBS走時(shí)擬合的速度結(jié)果可知，在6.4 km以深的區(qū)域總體上的速度平均為6.5 km/s[32]。假設(shè)高速變質(zhì)巖推覆體以下難以由OBS速度資料獲得準(zhǔn)確的低速層(深度為6.4～8.4 km)速度信息，則將速度模型的高速層以下區(qū)域(深度為6.4～18.0 km)的速度約束值均設(shè)定為6.5 km/s，以此速度模型對(duì)海洋大地電磁反演進(jìn)行約束，模型空間層位劃分情況及反演策略與上文保持一致。

圖 9所示的反演結(jié)果表明：相較于無(wú)速度約束MT聚焦反演結(jié)果(見(jiàn)圖 6)，雖然OBS資料提供的高速層以下區(qū)域均以6.5 km/s的速度進(jìn)行約束，僅在界面(6.4 km)處提供了速度梯度信息，但速度約束后的MT聚焦反演得到的陸相沉積層和高速推覆體的深度和電阻率更加接近真實(shí)模型，無(wú)速度約束反演中0.4 km深度處出現(xiàn)的淺部電阻率突變?cè)斐傻奶摷佼惓５玫搅艘欢ǔ潭鹊膲褐疲?.4～6.4 km深度內(nèi)高速推覆體的電阻率變化更加平穩(wěn)；更重要的是，6.4～8.4 km深度的低阻異常也得到了較好的恢復(fù)，電阻率值接近真實(shí)模型，8.4 km深度以下電阻率結(jié)果仍可反映電性變化的整體趨勢(shì)。

圖9 高速推覆體對(duì)速度約束大地電磁反演的影響

3 結(jié)論與討論

海洋大地電磁法是研究海底深部電性結(jié)構(gòu)的重要手段，但其對(duì)地層的空間分辨能力有待進(jìn)一步提高。將以地震速度信息構(gòu)建的模型穩(wěn)定泛函引入大地電磁聚焦反演的目標(biāo)函數(shù)中，實(shí)現(xiàn)了速度約束的大地電磁反演。通過(guò)模型測(cè)試可知：

(1)本文研究方法是以地質(zhì)構(gòu)造本身電性差異為基礎(chǔ)，基于MGS聚焦穩(wěn)定泛函的大地電磁模型反演結(jié)果可以反映出高阻地層以下的低電阻率異常，在海底地層地震波波阻抗接近或者存在高速覆蓋層的海域可以作為海洋地震探測(cè)方法的有效補(bǔ)充，取得良好的應(yīng)用效果。

(2)通過(guò)引入速度約束泛函，在準(zhǔn)確的速度結(jié)構(gòu)約束下，可以進(jìn)一步壓制虛假異常，增強(qiáng)海洋大地電磁反演的分層能力，大幅提高對(duì)地電界面深度的確定精度，電阻率反演結(jié)果更接近真實(shí)模型，各層電阻率誤差均大幅減小，且與無(wú)速度約束的MGS穩(wěn)定泛函反演結(jié)果相比，添加約束信息后，反演收斂速度更快。即使在約束反演采用的速度模型存在一定的誤差或速度結(jié)構(gòu)信息不完整的情況下，添加約束后相應(yīng)的層位反演結(jié)果也可以得到顯著改善，仍能刻畫(huà)出電性變化的整體趨勢(shì)。

在獲得多站OBS速度結(jié)構(gòu)資料的同時(shí)，進(jìn)一步探測(cè)獲得更多站位的海洋大地電磁數(shù)據(jù)，則可利用速度約束的二維海洋大地電磁反演進(jìn)一步提高對(duì)深部巖層的解釋精度。