海岸效應(yīng)對近海地區(qū)大地電磁測深數(shù)據(jù)畸變作用研究

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 地下信息探測技術(shù)與儀器教育部重點實驗室，北京 100083

3 地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，北京 100083

1 引 言

中國作為一個海洋大國，海岸線長達18000km［1］.“深部探測技術(shù)與實驗研究”專項的第一項目（大陸電磁參數(shù)標(biāo)準網(wǎng)實驗研究）下屬“西南—華北陣列式區(qū)域大地電磁場標(biāo)準網(wǎng)示范性實驗研究（SinoProbe－01－02）”課題中的部分大地電磁測深點就分布在近海岸線地區(qū).但是，在近海地區(qū)進行大地電磁測深工作，通常難以采集到高質(zhì)量的大地電磁測深數(shù)據(jù)，這主要是受到海岸效應(yīng)影響的結(jié)果［2］.由于大地電磁測深觀測結(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)對近海地區(qū)大地電磁測深數(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)觀測到了地磁場的大幅度波動現(xiàn)象，并指出了這種波動現(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，分析了海洋對陸地測點的電磁感應(yīng)現(xiàn)象.隨后Parkinson和Jones［6］對海岸效應(yīng)做了綜合性的解釋，認為海岸效應(yīng)可通過某一頻率的磁場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.隨著大地電磁測深方法在近海地區(qū)的研究工作逐漸增多，人們開始嘗試利用海岸效應(yīng)的影響進行大地電磁測深數(shù)據(jù)校正.Nolasco等［7］首先利用電磁畸變張量對近海地區(qū)采集的大地電磁測深數(shù)據(jù)進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)對大地電磁測深數(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信息［9-10］.由于海岸效應(yīng)的復(fù)雜影響，仍需進一步分析研究海岸效應(yīng)對近海地區(qū)大地電磁測深數(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近海地區(qū)大地電磁測深數(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，對三維正演模型的大地電磁測深響應(yīng)數(shù)據(jù)進行一維反演和二維反演計算，分析近海地區(qū)大地電磁測深反演結(jié)果的可信程度；以近渤海地區(qū)B1測點的實測大地電磁測深資料為例，評估近渤海地區(qū)所采集的大地電磁測深資料的數(shù)據(jù)質(zhì)量.

2 海岸效應(yīng)

實測的大地電磁測深響應(yīng)主要受測區(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區(qū)環(huán)境噪聲對大地電磁測深資料的影響程度［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深研究中［13-15］.但是，測區(qū)范圍內(nèi)高電導(dǎo)率的海水的存在也會嚴重影響到大地電磁測深資料，這主要是由于海洋和陸地之間巨大的電阻率差異造成的.低頻大地電磁場趨膚深度通常可以達到數(shù)百公里，當(dāng)測點與海岸線的距離小于目標(biāo)頻率的大地電磁場趨膚深度時，海洋的存在將會影響海岸附近電磁場的分布，使得近海地區(qū)大地電磁測深響應(yīng)曲線受畸變［10，16］，這即是通常所指的“海岸效應(yīng)”.

地表某一測點處的變化磁場是時間和空間位置的復(fù)雜函數(shù).一般而言，在電離層和磁層中存在有運動電荷，由該運動電荷引起的變化電磁場稱為一次場.當(dāng)一次場向地面?zhèn)鞑タ拷降孛鏁r，可以近似為水平入射的平面波場.由于地球具有非零的電導(dǎo)率值，變化的一次場在地球內(nèi)部傳播將因為電磁感應(yīng)而產(chǎn)生渦旋電流，從而產(chǎn)生相應(yīng)的變化磁場，這種由感應(yīng)渦旋電流產(chǎn)生的變化磁場稱為二次場.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，二次場亦是空間變量的復(fù)雜函數(shù).實際上，地表某一測點處的變化磁場即是一次場和二次場的疊加場，因而具有復(fù)雜的時間和空間分布特征.

通常，在距離海岸線較遠的內(nèi)陸地區(qū)，變化磁場的垂向分量要遠小于其水平分量，即變化磁場ΔB的方向趨近于水平方向.當(dāng)測點位于海岸線附近時，變化磁場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］.

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

式中，Tx和Ty是磁場傾子在水平方向上的兩個正交分量，磁場傾子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是磁場在笛卡爾坐標(biāo)系下的三個正交分量.其中，Hx和Hy是磁場的兩個水平分量，Hz是磁場的垂向分量.

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，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準則，感應(yīng)矢量的方向為介質(zhì)中電性異常體內(nèi)電流匯聚的方向［6］.

高導(dǎo)海洋對電磁場的吸收作用非常強烈，對海岸附近電磁場的分布具有較大的影響.對于一維層狀介質(zhì)模型來說，海岸線附近縱向電場減小，橫向電場增大，且磁場垂向分量急劇增大.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)開展大地電磁測深工作時，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，甚至可能得出錯誤的結(jié)論［8］.

3 大地電磁測深正、反演方法

對三維地電構(gòu)造的大地電磁測深響應(yīng)特征進行理論研究通常采用正演模擬的方法.自20世紀70年代中期開始，三維大地電磁正演模擬技術(shù)取得了長足的進展.其中，以Mackie等［20］發(fā)展的交錯網(wǎng)格有限差分三維電磁模擬算法最具代表性.隨著計算機技術(shù)的進步，三維大地電磁正演模擬研究已趨于成熟，有限差分法以計算簡單、快速，適于模擬復(fù)雜的地質(zhì)體等特點，成為了三維大地電磁正演模擬計算的主要方法［21］.

隨著大地電磁三維正演計算技術(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，在實際應(yīng)用中的有效性也有待進一步驗證.目前，大地電磁測深資料處理解釋的主要手段仍是技術(shù)相對成熟的大地電磁測深一維和二維反演［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，認為在反演中為了獲得最優(yōu)解，反演模型應(yīng)盡可能的簡單、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算雅可比矩陣，在解決高維和大型問題時反演速度較慢.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)，策略性地實現(xiàn)了雅可比矩陣與一個向量乘積的整體計算，從而極大的提高了反演速度，在野外觀測數(shù)據(jù)大量增加的大地電磁測深方法中發(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性，可以利用一維Occam反演計算出擬二維地電剖面，以該地電剖面為初始模型進行二維非線性共軛梯度反演，以達到更好的反演效果.

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103～105Ωm.隨著深度進一步增加達中、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，地表第四紀沉積物發(fā)育，近渤海地區(qū)地表第四紀沉積物厚度可達幾百米［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)大地電磁測深方法對異常體的探測能力，在層狀模型中嵌入有限延伸的相對高阻異常體和相對低阻異常體，整個電性結(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，測線沿PP′方向，6個大地電磁測深點位于陸地之上.

圖1 海岸效應(yīng)正演計算模型（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)中包含有一個電阻率為200Ωm的相對低阻異常體和一個電阻率為2000Ωm的相對高阻異常體.兩個異常體的埋深均為5km，體積為20km×10km×10km.6個大地電磁測深點位于地表，S6測點距離海岸線較近.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

為分析海水深度對近海地區(qū)大地電磁測深響應(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個海水深度，利用有限差分法對上述模型進行三維正演計算，以求取測線PP′上各測點在不同海水深度時的大地電磁測深響應(yīng).

圖2和圖3分別給出了水深50m和1000m條件下測線PP′上6個測點的大地電磁測深響應(yīng)曲線.

對比圖2和圖3可知，測線上6個測點均受到了海岸效應(yīng)的影響，海水深度越大，各測點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，如圖2所示，各測點視電阻率曲線在小于0.1Hz的頻率范圍內(nèi)有相對較大的差別，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，各測點的相位曲線均十分接近，僅在中頻段有細微差別.海水深度為1000m時，如圖3所示，各測點的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，各測點的相位曲線僅在中頻段有細小的差別.

由于S6測點與海岸線的距離較近，受海岸效應(yīng)影響較大，因此，以S6測點為例，分析海水深度變化對大地電磁測深視電阻率曲線和相位曲線的畸變作用，如圖4所示.圖4中黑色實線表示無海洋存在情況下的大地電磁測深響應(yīng)曲線，即不受海岸效應(yīng)影響的大地電磁測深響應(yīng)曲線，以該曲線為基準來分析不同海水深度對大地電磁測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S1—S6大地電磁測深點視電阻率（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S1—S6大地電磁測深點視電阻率（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S6測點大地電磁測深視電阻率（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 不同海水深度對大地電磁測深一維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)測點在近海地區(qū)時，由于海岸效應(yīng)的影響，大地電磁測深視電阻率曲線和相位曲線均發(fā)生了不同程度的畸變.對于高頻段來說，這種畸變十分微弱，大地電磁測深響應(yīng)曲線基本重合.但對于中、低頻段而言，這種畸變嚴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??；YX模式的視電阻率值減小，而相位值增大.隨著頻率的降低，水深變化對大地電磁測深視電阻率曲線和相位曲線的影響規(guī)律變得復(fù)雜.對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深響應(yīng)曲線出現(xiàn)了不規(guī)則畸變.

對上述正演計算求取的6個測點的大地電磁測深正演響應(yīng)數(shù)據(jù)，利用一維Occam反演算法進行一維反演計算，根據(jù)一維反演結(jié)果，通過插值計算，繪制測區(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，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，且對高阻異常體有較好的探測能力.當(dāng)測區(qū)附近有海水存在時，通過一維Occam反演擬斷面圖仍能很好地識別淺表地層，這與大地電磁測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)對近海地區(qū)大地電磁測深數(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近海地區(qū)大地電磁測深響應(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)計為海水深度由20m到1000m線性漸進變化，利用有限差分法對這種模型進行三維正演計算，求取測線PP′上6個測點的大地電磁測深響應(yīng)，如圖6所示.

圖6中實線表示各測點在無海洋存在情況下的大地電磁測深響應(yīng)，虛線表示各測點受海洋環(huán)境影響時的大地電磁測深響應(yīng).由圖6可知，各測點均受到了海岸效應(yīng)的影響，海洋的存在使大地電磁測深響應(yīng)曲線發(fā)生了嚴重的畸變，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，兩種模式的相位曲線的變化趨勢接近.

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

由圖7可知，在漸進海水深度條件下，高頻段的大地電磁測深響應(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深視電阻率值增大，且XY模式相對于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測點在海底地形變化時不同頻率的大地電磁測深阻抗張量極化圖.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.

對反映海底地形變化的6個測點的大地電磁測深正演響應(yīng)數(shù)據(jù)，利用一維Occam反演算法進行一維反演計算，根據(jù)一維反演結(jié)果，通過插值計算，繪制測區(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，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，且對高阻異常體有較好的探測能力.這一結(jié)果與大地電磁測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).

對反映海底地形變化的6個測深點的大地電磁測深正演響應(yīng)數(shù)據(jù)，利用二維非線性共軛梯度（NLCG）反演算法進行二維反演計算，該測區(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)果對高阻異常體的存在有一定的反映，對低阻異常體的探測效果不明顯.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.聯(lián)合模式反演結(jié)果對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模式反演對介質(zhì)中三維電性結(jié)構(gòu)的適應(yīng)性較強.在地表存在不均勻體，靜位移［26］影響嚴重的情況下，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S1～S6大地電磁測深點視電阻率（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測點大地電磁測深視電阻率（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)實測大地電磁測深數(shù)據(jù)質(zhì)量分析

在北緯39°東經(jīng)117°的近渤海地區(qū)進行了大量的大地電磁測深野外采集工作，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，基底為前寒武紀變質(zhì)巖.第四紀的沉積厚度約300～500m.地殼厚度，中部為29km，向四周增加，可達31～34km［1］.

由于圖11所示的大地電磁測深點分布在近海地區(qū)，海岸效應(yīng)影響嚴重，需要詳細評估測區(qū)測點的數(shù)據(jù)質(zhì)量.以距離渤海較近的B1號大地電磁測深點為例，分析近渤海地區(qū)實測大地電磁測深數(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五個電磁場分量，頻率范圍為320～0.0001Hz.對實測的大地電磁測深數(shù)據(jù)進行遠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測點的大地電磁測深響應(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測點不同頻率大地電磁測深阻抗張量極化圖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，大地電磁測深視電阻率和相位均受畸變作用影響嚴重，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.對于低頻部分來說，XY模式和YX模式的兩條大地電磁測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)果也可能是由于測點位于近海地區(qū)，受海岸效應(yīng)的影響而發(fā)生畸變引起的.

對B1號大地電磁測深點的實測數(shù)據(jù)，利用一維Occam反演算法進行反演計算，B1測點處的一維Occam反演結(jié)果如圖13所示.由圖13可知，TE模式對B1測點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B1測點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測點的相位曲線.綜合分析TE模式和TM模式一維Occam反演所得出的B1測點處的一維介質(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近海地區(qū)大地電磁測深數(shù)據(jù)的畸變影響.當(dāng)測點位于近海地區(qū)時，由于海岸效應(yīng)的影響，大地電磁測深視電阻率曲線和相位曲線均會發(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，會直接影響到大地電磁測深資料的處理解釋結(jié)果.對近海地區(qū)大地電磁測深數(shù)據(jù)進行一維Occam反演和二維NLCG反演，兩者對淺表地層均具有較好的反演效果，這與大地電磁測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模式對表層結(jié)構(gòu)敏感，易受靜位移的影響，而TE模式對深部結(jié)構(gòu)的反映更可靠.近渤海地區(qū)的實測大地電磁測深數(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重畸變.

圖9 漸變海水深度條件下大地電磁測深一維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 實測大地電磁測深數(shù)據(jù)點位示意圖Fig.11 Map of the survey area with MT sounding stations

圖12 B1測點大地電磁測深響應(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)進行大地電磁測深資料的處理解釋時，忽略海岸效應(yīng)的影響，將對地質(zhì)解釋工作造成巨大困難.建議對近海地區(qū)更加復(fù)雜的地質(zhì)模型進行分析，進一步總結(jié)海岸效應(yīng)對近海地區(qū)大地電磁測深數(shù)據(jù)的畸變作用.

圖13 B1測點大地電磁測深一維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

（References）

［1］馮士筰，李鳳岐，李少菁.海洋科學(xué)導(dǎo)論.北京：高等教育出版社，1999.Feng S Z，Li F Q，Li S J.An Introduction to Marine Science（in Chinese）.Beijing：Higher Education Press，1999.

［2］李桐林，林君，王東坡等.海陸電磁噪聲與灘海大地電磁測深研究.北京：地質(zhì)出版社，2001.Li T L，Lin J，Wang D P，et al.The Oceanic and Terrestrial Noise and Shallow Marine Magnetotelluric Study（in Chinese）.Beijing：Geological Publishing House，2001.

［3］Parkinson W D.Directions of rapid geomagnetic fluctuations.Geophys.J.R.Astr.Soc.，1959，2（1）：1－14.

［4］Parkinson W D.The influence of continents and oceans on geomagnetic variations.Geophys.J.R.Astr.Soc.，1962，6（4）：441－449.

［5］Jones F W，Price A T.The perturbations of alternating geomagnetic fields by conductivity anomalies.Geophys.J.R.Astr.Soc.，1970，20（3）：317－334.

［6］Parkinson W D，Jones F W.The geomagnetic coast effect.Reviews of Geophysics，1979，17（8）：1999－2015.

［7］Nolasco R，Tarits P，F(xiàn)illoux J H，et al.Magnetotelluric imaging of the Society Islands hotspot.J.Geophys.Res.，1998，103（B12）：30287－30309.

［8］楊文采，方慧，程振炎等.蘇魯超高壓變質(zhì)帶北部地球物理調(diào)查（II）——非地震方法.地球物理學(xué)報，1999，42（4）：508－519.Yang W C，F(xiàn)ang H，Cheng Z Y，et al.Geophysical investigation of Northern Sulu UHPM Terrane in East China（II）：Non－seismic Methods.Chinese J.Geophys.（in Chinese），1999，42（4）：508－519.

［9］Snatos F M，Nolasco M，Almeida E P，et al.Coast effects on magnetic and magnetotelluric transfer functions and their correction：application to MT soundings carried out in SW Iberia.Earth Planet.Sci.Lett.，2001，186：283－295.

［10］Yang J M，Min D J，Yoo H S.Sea effect correction in magnetotelluric（MT）data and its application to MT soundings carried out in Jeju Island，Korea.Geophys.J.Int.，2010，182：727－740.

［11］Chave A D，Thomson D J.Bounded influence magnetotelluric response function estimation.Geophys.J.Int.，2004，157（3）：988－1006.

［12］McNeice G W，Jones A G.Multisite，multifrequency tensor decomposition of magnetotelluric data.Geophysics，2001，66（1）：158－173.

［13］Baba K，Chave A D.Correction of seafloor magnetotelluric data for topographic effects during inversion.J.Geophys.Res.，2005，110：B12105，doi：10.1029／2004JB003463.

［14］Matsuno T，Seama N，Baba K.A study on correction equations for the effect of seafloor topography on ocean bottom magnetotelluric data.Earth Planets Space，2007，59（8）：981－986.

［15］Nam M J，Kim H J，Song Y，et al.Three－dimensional topography corrections of magnetotelluric data.Geophys.J.Int.，2008，174（2）：464－474.

［16］Mackie R L，Bennett B R， Madden T R.Long-period magnetotelluric measurements near the Central California Coast：a land－locked view of the conductivity structure under the Pacific Ocean.Geophysical Journal，1988，95（1）：181－194.

［17］Fischer G.Electromagnetic induction effects at an ocean coast.Proceedings of the IEEE，1979，67（7）：1050－1060.

［18］Simpson F，Bahr K.Practical Magnetotellurics.Cambridge：Cambridge University Press，2005.

［19］Unsworth M，Soyer W，Tuncer V，et al.Hydrogeologic assessment of the Amchitka Island nuclear test site（Alaska）with magnetotellurics.Geophysics，2007，72（3）：B47－B57.

［20］Mackie R L，Smith J T，Madden T R.Three－dimensional electromagnetic modeling using finite difference equations：The magnetotelluric example.Radio Science，1994，29（4）：923－935.

［21］胡祖志，胡祥云.大地電磁三維反演方法綜述.地球物理學(xué)進展，2005，20（1）：214－220.Hu Z Z， Hu X Y. Review of three dimensional magnetotelluric inversion methods.Progress in Geophysics（in Chinese），2005，20（1）：214－220.

［22］胡祖志，胡祥云，何展翔.大地電磁非線性共軛梯度擬三維反演.地球物理學(xué)報，2006，49（4）：1226－1234.Hu Z Z，Hu X Y，He Z X.Pseudo－Three－Dimensional magnetotelluric inversion using nonlinear conjugate gradients.Chinese J.Geophys.（in Chinese），2006，49（4）：1226－1234.

［23］Constable S C，Parker R L，Constable C G.Occam′s inversion：A practical algorithm for generating smooth models from electromagnetic sounding data.Geophysics，1987，52（3）：289－300.

［24］Rodi W， Mackie R L. Nonlinear conjugate gradients algorithm for 2－D magnetotelluric inversion.Geophysics，2001，66（1）：174－187.

［25］石應(yīng)駿，劉國棟，吳廣耀等.大地電磁測深法教程.北京：地震出版社，1985.Shi Y J，Liu G D，Wu G Y，et al.Magnetotellurics（in Chinese）.Beijing：Seismological Press，1985.

［26］Young C T，Kitchen M R.A magnetotelluric transect in the Oregon coast range.J.Geophys.Res.，1989，94（10）：185－193.