海岸效應(yīng)對大地電磁響應(yīng)的影響及校正方法

李永博 吳 瓊 王 剛*張振宇 王書民 西永在

(①中國地質(zhì)科學(xué)院地球物理地球化學(xué)勘查研究所，河北廊坊 065000；②國家現(xiàn)代地質(zhì)勘查工程技術(shù)研究中心，河北廊坊 065000；③自然資源部地球物理電磁法探測技術(shù)重點實驗室，河北廊坊 065000)

0 引言

世界上大多數(shù)國家與海洋毗鄰，中國作為海洋大國，擁有300余萬平方千米的海域及長達(dá)1.8萬千米的海岸線，蘊(yùn)含著豐富的石油、天然氣資源以及煤、鐵等固體礦產(chǎn)。大地電磁法(MT)作為一種地下電性結(jié)構(gòu)成像的地球物理技術(shù)[1-2]，最初的應(yīng)用和研究主要集中在陸地。在過去的幾十年里，海洋特別是近海區(qū)已成為MT方法的目標(biāo)區(qū)域之一[3]。在近海地區(qū)，由于海洋和陸地之間強(qiáng)烈的電性差異，利用傳統(tǒng)的MT勘探難以進(jìn)行精確可靠的地層電性研究。MT方法的趨膚深度可達(dá)幾百千米，當(dāng)測深點與海岸的距離小于目標(biāo)頻率的趨膚深度時，海水會影響海岸附近的電磁場，使觀測的大地電磁數(shù)據(jù)發(fā)生畸變，這種畸變通常稱為“海岸效應(yīng)”，會嚴(yán)重影響MT數(shù)據(jù)的可靠性[4-10]。

早在二十世紀(jì)五十年代，學(xué)者們在沿海地區(qū)就觀察到了地磁海岸效應(yīng)，并將其歸因于高導(dǎo)海洋中的感應(yīng)電流[4]。Jones等[11]通過數(shù)值計算建立了海洋—大陸接觸帶模型，并分析磁場變化特征。Lines等[12]研究了海岸線附近島嶼對交變地磁場擾動的影響。隨后，Jones等[13]通過三維海岸模型計算，發(fā)現(xiàn)小尺度的海岸對局部地磁場測量有明顯的影響。Parkinson等[14]綜合分析了海岸效應(yīng)，認(rèn)為這是海洋與大陸之下地層之間電導(dǎo)率強(qiáng)烈差異造成的。由于海水與陸地電導(dǎo)率的巨大差異及海洋巖石圈上部可能存在的高阻層，外源電流場會在海—陸邊界產(chǎn)生海岸效應(yīng)[5-7]。Cox等[15]指出，這種海岸效應(yīng)在深海并不嚴(yán)重，但在海岸附近大陸架區(qū)域卻非常突出。Olsen等[16]建立了海岸效應(yīng)理論模型。Key等[17]在日本東北部近海的海洋MT數(shù)據(jù)中觀測到了較強(qiáng)的海岸效應(yīng)畸變。Tamara等[18]通過研究海洋MT數(shù)據(jù)，認(rèn)為海岸效應(yīng)并未掩蓋海底地層電導(dǎo)率異常，而是增加了對海底電性變化的敏感性。Malleswari等[19]利用二維正演模擬方法研究了南印度海岸效應(yīng)對MT資料的影響。Wang等[20]在大西洋中脊的MT資料中發(fā)現(xiàn)了一種新的海洋TM模式海岸效應(yīng)，認(rèn)為該效應(yīng)不僅是一種電偶效應(yīng)，還包括感應(yīng)失真。

中國對近海MT的研究起步相對較晚[21]，始于二十世紀(jì)九十年代，相關(guān)機(jī)構(gòu)開展了海洋電磁法的應(yīng)用研究，在淡水湖、灘海和淺海開展了一些探索試驗和勘探工作[9, 22-23]。李桐林等[9]研究了灘海MT測深技術(shù)及其數(shù)據(jù)處理；楊文采等[10]分析了海岸效應(yīng)對大地電磁測深的影響，并選用了TE模式數(shù)據(jù)進(jìn)行反演。二十一世紀(jì)初，近海地區(qū)的MT勘探日益活躍[24-25]，一些學(xué)者針對海水層對電磁場的影響及其校正方法進(jìn)行了研究[26-30]，但都未曾涉及海岸效應(yīng)。張帆等[31]采用MT正演模擬及一維、二維反演方法，分析并總結(jié)了海水深度和海底地形變化對近海地區(qū)MT數(shù)據(jù)的影響。李飛等[32]在江蘇灘區(qū)進(jìn)行了多種地球物理技術(shù)的組合研究，獲得了良好的勘探效果。

關(guān)于海岸效應(yīng)校正的研究多以海洋MT為主，Nolasco等[33]首次嘗試使用畸變張量對海洋MT數(shù)據(jù)進(jìn)行校正；隨后，Santos等[34]將這一方法運(yùn)用到三維正演，對海岸附近的陸側(cè)MT數(shù)據(jù)進(jìn)行了校正。Baba等[35]提出了一種將三維地形校正與二維反演相結(jié)合的校正方法，并利用實測海洋MT數(shù)據(jù)驗證其效果；Yang等[36-37]將該方法擴(kuò)展到三維MT數(shù)據(jù)的海岸效應(yīng)校正。Unsworth等[38]在阿姆奇卡島MT數(shù)據(jù)的二維反演中使用了正則化方法；Lee等[39]在韓國浦項三維MT調(diào)查中，采用了最優(yōu)正則化與靜態(tài)校正相結(jié)合的最小二乘反演法，海岸效應(yīng)得到明顯壓制；Sébastien等[40]提出了一種時間域的有限差分法，并應(yīng)用于海洋MT數(shù)據(jù)正反演，消除了海岸效應(yīng)。

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[10]。中國對海岸效應(yīng)的研究相對較少，尚未見關(guān)于海岸效應(yīng)的系統(tǒng)性分析和校正方法的研究。因此，有必要研究海岸效應(yīng)對大地電磁影響的規(guī)律，并探索MT數(shù)據(jù)海岸效應(yīng)校正方法。本文采用MT數(shù)值模擬方法[41-43]，利用三維正反演軟件ModEM[44-45]進(jìn)行MT正演模擬，采用誤差估計量化海岸效應(yīng)的影響，分析并總結(jié)了不同電性結(jié)構(gòu)條件下的海岸效應(yīng)的變化規(guī)律，基于二維OCCAM反演[46-47]實現(xiàn)了迭代校正，以消除海岸效應(yīng)，為近海MT勘探的數(shù)據(jù)處理解釋提供了參考。

1 海岸帶模型

由于含有大量的鹽，海水表現(xiàn)出極低的電阻率特征。本文正演模型中，海水電阻率設(shè)為0.33Ω·m。陸地地殼厚度一般約為33km，但在高山和高原地區(qū)相對較厚，在平原和盆地相對較薄，而大洋的地殼厚度僅有幾千米。通常地下介質(zhì)的電阻率隨深度增加而增大，中、下地殼的基巖電阻率大致為數(shù)千歐姆米，而地殼之下的地幔由于高溫發(fā)生部分熔融，其電阻率會降低，因而從淺至深地殼—地幔總體呈現(xiàn)低阻—高阻—低阻的電性特征。根據(jù)地殼厚度和電阻率變化特征，本文設(shè)置了多組不同的電阻率模型，以此分析海岸效應(yīng)對MT響應(yīng)的影響規(guī)律。

如圖1所示，三維背景模型區(qū)域為200km(x方向)×200km(y方向)，海岸線位于模型中間，地下介質(zhì)為水平層狀。包括海岸帶陸地在內(nèi)，模型共有4層，對應(yīng)的電阻率和厚度見圖1b和表1。共設(shè)計7組模型，其中模型1為均勻半空間，模擬不同的電性結(jié)構(gòu)。根據(jù)不同地區(qū)地殼厚度及巖性的變化特征，設(shè)置了模型2～5，分別對應(yīng)A、Q、K、H型地電模型。模型2代表第四系沉積層—沉積巖—基巖，電阻率隨著深度持續(xù)增大；模型3代表基巖過渡到上地幔，電阻率持續(xù)降低；模型4代表第四系沉積層—基巖—上地幔，電阻率先升后降；模型5代表沉積巖—第四系沉積層—基巖，電阻率先降后升。模型6和模型7的背景地電模型相同，為四層KH類型，從上到下各地層依次代表第四系沉積層、沉積巖、基巖及上地幔，呈現(xiàn)低阻—低阻—高阻—低阻的電性特征；在距海岸線20km的陸地下方5km深度處放置一個20km(x)×20km(y)×10km(z)的低阻(模型6)/高阻(模型7)異常體，其頂面中心坐標(biāo)為(150km,170km,5km)。設(shè)定海岸構(gòu)造走向為x方向，四個海水深度hs，分別為0、50、500、2000m，特別地，當(dāng)hs為0時即為陸地模型。沿測線AA'，在陸地上布設(shè)三個MT測深點S1～S3(圖1a)，與海岸線的距離d依次為5、20、50km。

圖1 海岸帶MT三維正演模型示意圖(a)俯視圖；(b)斷面圖

表1 海岸帶MT三維正演模型地電參數(shù)表

2 大地電磁三維正演

海岸效應(yīng)對大地電磁的影響程度主要取決于測點到海岸線的距離和海水深度，因此，基于表1所示多組電阻率模型，針對這兩個參數(shù)分析海岸效應(yīng)對視電阻率和相位的影響。利用ModEM軟件進(jìn)行三維正演，得到0.0001～1000Hz各測點在不同海水深度時的視電阻率和相位曲線(圖2～圖8)。

值得注意的是，當(dāng)hs為0時，模型1～5在水平方向電阻率均勻不變，是純粹的一維模型，圖2～圖6中的黑線即對應(yīng)無海岸效應(yīng)的視電阻率和相位曲線；當(dāng)hs>0時，模型1～5是二維結(jié)構(gòu)，xy方向電磁響應(yīng)對應(yīng)TE模式，yx方向電磁響應(yīng)對應(yīng)TM模式。

從圖2(模型1)可以看出，受海岸效應(yīng)影響，視電阻率和相位的畸變主要出現(xiàn)在低頻段(0.1Hz以下)，畸變程度隨海水深度增加而增大，隨d的增大(遠(yuǎn)離海岸線)而減小。TM模式視電阻率曲線較標(biāo)準(zhǔn)曲線偏高，頻率越低偏差越大；而TE模式視電阻率曲線較標(biāo)準(zhǔn)曲線偏低，并在低頻區(qū)出現(xiàn)明顯的低阻層。海岸效應(yīng)對頻率的影響范圍與d有關(guān)，與海水深度變化無明顯關(guān)系，在距海岸線5、20、50km處，出現(xiàn)畸變的起始頻率分別約為10.0、1.0、0.1Hz，兩者近似滿足趨膚深度公式。相比于TE模式，TM模式的海岸效應(yīng)更復(fù)雜。當(dāng)海水深度大于500m時，在低頻區(qū)(0.001Hz以下)視電阻率曲線出現(xiàn)極小值點，隨著海水深度的增加和距離海岸線越來越遠(yuǎn)，這個視電阻率極小值點的值越來越小，逐漸接近標(biāo)準(zhǔn)曲線。

從圖2～圖4(模型1～3)可以看出，在距海岸線較近的區(qū)域，海岸效應(yīng)對頻率的影響范圍隨地表電阻率的增大而增大；TM模式的海岸效應(yīng)隨深部電阻率的減小而增大，而TE模式的海岸效應(yīng)隨深部電阻率的變化并不明顯。在距海岸線較近(5km)的測點S1，隨著模型地表電阻率逐漸增大，即：20Ω·m(模型2)<100Ω·m(模型1)<1000Ω·m(模型3)，畸變出現(xiàn)的起始頻率越高，即大致為2Hz<10Hz<100Hz；隨著深部(第4層)電阻率的降低，即：1000Ω·m(模型2)>100Ω·m(模型1)>20Ω·m(模型3)，TM模式的海岸效應(yīng)越強(qiáng)；然而，隨著測點距離海岸線越來越遠(yuǎn)，這一規(guī)律逐漸消失，在距海岸線較遠(yuǎn)(50km)的測點S3處，模型1～模型3受海岸效應(yīng)影響的范圍和程度無明顯差異。對比圖2(模型1)與圖5(模型4)、圖6(模型5)，可以看到相同的規(guī)律。從圖3～圖6(模型2～模型5)可以看到，隨著測點距離海岸線越來越遠(yuǎn)，模型3的海岸效應(yīng)收斂速度最快；對于深部為低電阻的模型3和模型4，當(dāng)海水深度達(dá)到2000m時，TM模式視電阻率曲線在低頻段也出現(xiàn)了極小值點，模型3中出現(xiàn)在低頻段(0.1～1Hz)，在模型4中則出現(xiàn)在更低的頻段(0.0001～0.001Hz)，此時的海岸效應(yīng)甚至弱于海水深度為500m時的情形，這歸因于模型3和模型4的深部低阻層。在靠近海岸線區(qū)域，隨不同模型地表電阻率的變化，海岸效應(yīng)影響的頻率范圍依照A/H型(模型2、模型5)、K型(模型4)、Q型(模型3)模型的順序逐漸增高。

圖2 模型1(均勻半空間)測點S1(a)、S2(b)、S3(c)在不同海水深度時的視電阻率(上)和相位(下)響應(yīng)曲線 虛線對應(yīng)xy方向數(shù)據(jù)，實線對應(yīng)yx方向數(shù)據(jù)，圖3～圖9同

圖3 模型2(A型)測點S1(a)、S2(b)、S3(c)不同海水深度時的視電阻率(上)和相位(下)響應(yīng)曲線

圖4 模型3(Q型)測點S1(a)、S2(b)、S3(c)不同海水深度時的視電阻率(上)和相位(下)響應(yīng)曲線

圖5 模型4(K型)測點S1(a)、S2(b)、S3(c)不同海水深度時的視電阻率(上)和相位(下)響應(yīng)曲線

圖6 模型5(H型)測點S1(a)、S2(b)、S3(c)不同海水深度的視電阻率(上)和相位(下)響應(yīng)曲線

圖7 模型6(含低阻異常體KH型模型)測點S1(a)、S2(b)、S3(c)不同海水深度時的視電阻率(上)和相位(下)響應(yīng)曲線

圖8 模型7(含高阻異常KH型模型)測點S1(a)、S2(b)、S3(c)不同海水深度的視電阻率(上)和相位(下)響

在圖7(模型6)和圖8(模型7)中，可見hs=0(無海水)時，在分別距海岸線5、50km處的測點S1、S3處，xy和yx方向的視電阻率和相位曲線在頻率低于0.1Hz時出現(xiàn)輕微偏離，尤其存在低阻電性體時(模型6)該現(xiàn)象更明顯；而在異常體正上方的測點S2(距海岸線20km)處，xy和yx方向的視電阻率和相位曲線基本重合，這是因為該模型是關(guān)于測點S2對稱的。在更低的頻段(0.0001～0.001Hz)，yx方向視電阻率曲線也存在極小值點，其海岸效應(yīng)比海水深度為500m的情形略弱。但是，在視電阻率和相位曲線上均未觀察到明顯的異常體的反映，說明異常體的存在對海岸效應(yīng)幾乎沒有影響。

3 誤差分析

當(dāng)MT響應(yīng)中包括海岸效應(yīng)時，阻抗張量Z可以地下結(jié)構(gòu)的阻抗張量Zm和海岸效應(yīng)Zs表示為[35-37]

Z=ZsZm

(1)

若已知地下結(jié)構(gòu)(圖1)，可通過三維正演，計算得到包含海岸效應(yīng)的阻抗張量Z和不包含海岸效應(yīng)(無海洋)的阻抗張量Zm，則可得海岸效應(yīng)阻抗張量Zs為

(2)

參照海岸效應(yīng)校正誤差擬合公式[35-37]，可利用視電阻率(ρ)和相位(φ)估算阻抗張量Z與Zm的均方相對誤差(MSRE)，以此來評估海岸效應(yīng)的強(qiáng)度。具體計算公式為

(3)

式中：N為頻點數(shù)；ρi和ρmi分別表示第i個頻點的觀測電阻率和擬合視電阻率；φi和φmi分別表示第i個頻點的觀測相位和擬合相位。本文設(shè)定衡量海岸效應(yīng)MSRE閥值[37]為5%。

對模型1～模型7，設(shè)定海水深度(hs)分別為0、10、50、100、300、500、1000、 2000m，d分別為2、5、10、20、50、100km。使用ModEM軟件計算0.0001～1000Hz不同測點、不同海水深度的視電阻率ρ和相位φ，再根據(jù)式(3)計算對應(yīng)的MSRE，結(jié)果如圖9所示。

從圖9a可以看出：對于均勻半空間模型，TM模式的海岸效應(yīng)強(qiáng)于TE模式，且海岸效應(yīng)隨d和hs的增加而增強(qiáng)；當(dāng)hs超過500m時，TM模式的MSRE基本保持不變，說明海岸效應(yīng)的影響不再有明顯變化；而TE模式的海岸效應(yīng)強(qiáng)度隨hs增加而增加；在離海岸線約50km以外的區(qū)域，TE模式和TM模型的MSRE均小于5%，說明海岸效應(yīng)較弱。

圖9 模型1～模型7(a～g)在不同d值時MSRE隨hs的變化曲線

從圖9b所示的A型模型計算結(jié)果可以看出：在距海岸線約50km以內(nèi)的區(qū)域，當(dāng)hs約大于500m時，TE模式的海岸效應(yīng)強(qiáng)于TM模式；在離海岸線約50km以外的區(qū)域，TM模式的MSRE小于5%，而TE模式下， MSRE達(dá)到5%對應(yīng)的d約為100km。

從圖9c所示的模型3 (Q型)計算結(jié)果可以看出：在距海岸線約50km以內(nèi)的區(qū)域，TM模式的海岸效應(yīng)強(qiáng)于TE模式，其變化趨勢與模型2相反。在距海岸線極近的區(qū)域(<2km)，隨著海水深度的增大(hs>1000m)，TM模式的視電阻率在0.1～1Hz附近的極小值點逐漸向標(biāo)準(zhǔn)曲線(圖4)靠攏，導(dǎo)致MSRE下降；在遠(yuǎn)離海岸線約20～100km的區(qū)域，TE模式的MSRE小于5%，而TM模式下MSRE小于5%對應(yīng)的d大約為50km；在離海岸線約100 km以外的區(qū)域，兩者的海岸效應(yīng)很弱，基本可以忽略。

對比模型1～模型3的計算結(jié)果(圖9a～圖9c)可以看出，TM模式的海岸效應(yīng)隨深部地層電阻率的減小而增強(qiáng)；而TE模式的海岸效應(yīng)變化趨勢與其相反，且變化緩慢，說明海岸效應(yīng)對TE模式數(shù)據(jù)的影響不大。

從圖9d所示的模型4(K型)計算結(jié)果可以看出，在距海岸線約10km的區(qū)域，同一位置的TM和TE模式的MSRE曲線出現(xiàn)交叉現(xiàn)象。當(dāng)海水深度小于1000m時，TM模式的海岸效應(yīng)強(qiáng)于TE模式；當(dāng)海水深度大于1000m時情況相反。說明在距海岸線約10km以內(nèi)的區(qū)域，TE模式的海岸效應(yīng)占主導(dǎo)地位，而在離海岸線約10km以外的區(qū)域，TM模式的海岸效應(yīng)占主導(dǎo)地位。在離海岸線約50km以外的區(qū)域，TM模式的MSRE小于5%，而TE模式下MSRE小于5%對應(yīng)的距離約為100km。

從圖9e所示模型5(H型)的計算結(jié)果可以看出，在距海岸線約10km的區(qū)域，TM和TE模式的MSRE曲線形態(tài)與模型4相同。在距海岸線約10km以內(nèi)的區(qū)域，TM模式的海岸效應(yīng)占主導(dǎo)地位；而在離海岸線約10km以外的區(qū)域，TE模式的海岸效應(yīng)占主導(dǎo)地位，這一規(guī)律與模型4相反。在離海岸線約20km以外的區(qū)域，TM模式的MSRE小于5%，而TE模式下MSRE小于5%所對應(yīng)的距離大約為50km。

從圖9f所示模型6、圖9g所示模型7的計算結(jié)果可以看出，由于其地電結(jié)構(gòu)與模型4相似，三者的海岸效應(yīng)變化特征基本一致，其中模型6的yx方向數(shù)據(jù)的海岸效應(yīng)略強(qiáng)于xy方向，而模型7則相反，但隨著測點逐漸遠(yuǎn)離異常體，這個差異逐漸消失。

綜上可知，海岸效應(yīng)的變化較復(fù)雜，海岸效應(yīng)的強(qiáng)度是測點到海岸線的距離、海水深度和深部地層電阻率的綜合反映。具體來說，從以上的計算結(jié)果可以總結(jié)出海岸效應(yīng)特征如下。

(1)在距海岸線較近的區(qū)域(約小于50km)，TM模式的海岸效應(yīng)隨深部電阻率的減小而增大，TE模式的海岸效應(yīng)隨深部電阻率的增大而增大；TM模式的海岸效應(yīng)依次增強(qiáng)的地電模型類型為Q型、均勻半空間、A型，而TE模式與之相反。

(2)海岸效應(yīng)對不同電性結(jié)構(gòu)的變化規(guī)律是不同的：對于A型模型，TE模式弱于TM模型；Q型模型則與之相反；對于K型模型，近區(qū)內(nèi)(<10km)，TE模式強(qiáng)于TM模式，遠(yuǎn)區(qū)(>10km)則相反，即TM模式強(qiáng)于TE模式；H型模型的變化特征與K型模型相反。

(3)地下異常體對海岸效應(yīng)的影響不明顯，TM模式的海岸效應(yīng)因低阻體的存在略有增強(qiáng)，而TE模式的海岸效應(yīng)則因高阻體的存在略有增強(qiáng)。在遠(yuǎn)離海岸線的區(qū)域(>50～100km)，海岸效應(yīng)對TE和TM模式的影響都較弱(MSRE<5%)。

4 海岸效應(yīng)校正方法

現(xiàn)有的海岸效應(yīng)校正方法主要有四類：畸變張量法[33-34]、迭代校正法[35-37]、正則化反演法[38-39]和時域有限差分法[40]。畸變張量法對初始模型的要求很高，建模前必須有地下結(jié)構(gòu)的精確信息才能獲得正確的畸變張量，這往往是不現(xiàn)實的。正則化反演法需要將周圍海域合并到模型空間，存在計算量大的缺點：一方面，即使對一維或二維的地下結(jié)構(gòu)，也需要進(jìn)行三維反演才能將周圍的三維海洋空間合并到反演模型；另一方面，高導(dǎo)海水導(dǎo)致反演結(jié)果出現(xiàn)假異常，尤其是反演過程中海水的電阻率和空間分布固定時，這一點在Unsworth等[38]和Lee等[39]的研究中已得到證實。相比于前兩種方法，迭代校正法通過交替重復(fù)海岸效應(yīng)校正及反演校正海岸效應(yīng)，既不需要預(yù)先知道精確的地下結(jié)構(gòu)信息，也不需要將周圍海域納入反演模型，而只需將周圍海域納入正演模擬。Yang等[36-37]已證實在二維反演中通常只需要幾次迭代即可恢復(fù)真實的地電結(jié)構(gòu)。從前文正演模擬可以看出，其校正精度主要依賴于海洋模型，因此需要知道測區(qū)周圍海域的水深信息，相比于地下構(gòu)造，這一先驗信息較容易獲得。在虛擬波數(shù)域中應(yīng)用時域有限差分法進(jìn)行海洋MT正反演時，從頻率到虛擬時間的變換并不唯一，給反演帶來困難，因此該方法不宜推廣。由此可見，迭代校正法比較適合于海岸效應(yīng)校正。

根據(jù)迭代校正法的思想，將式(2)得到的海岸效應(yīng)阻抗張量Zs應(yīng)用于觀測數(shù)據(jù)，從而得到海岸效應(yīng)校正后的阻抗張量

(4)

式中Zo表示觀測MT阻抗張量。將式(2)代入式(4)可得

(5)

式(5)表明，可以根據(jù)Zm、Z及Zo計算Zc，而不需要直接計算海岸效應(yīng)張量Zs。迭代校正法的實現(xiàn)過程為：首先，利用初始反演模型計算含海岸效應(yīng)的Z和不含海岸效應(yīng)的Zm，由式(5)計算校正數(shù)據(jù)Zc；然后，以不包含海洋的模型為初始模型，基于校正數(shù)據(jù)Zc進(jìn)行反演迭代，直至模擬響應(yīng)Z與觀測數(shù)據(jù)Zo之間的誤差達(dá)到設(shè)定的閾值，即可獲得近似真實的反演模型。反演過程中以視電阻率和相位的均方根誤差RMS作為判別迭代的依據(jù)，其代表海岸效應(yīng)的校正誤差，而不是反演結(jié)果的誤差[35-37]。RMS的計算公式為

(6)

式中δlgρo和δφo分別表示視電阻率和相位的觀測誤差。

本文基于二維OCCAM反演進(jìn)行海岸效應(yīng)迭代校正。選取均勻半空間模型(模型1)和A型電阻率模型(模型2)，測點選取距海岸線5km的S1，海水深度為2km。分別對這兩個模型的正演模擬數(shù)據(jù)進(jìn)行海岸效應(yīng)校正。模型1和模型2的海岸效應(yīng)校正結(jié)果分別見圖10和圖11。根據(jù)式(6)，計算得到模型1的TM模式和TE模式的RMS分別為1.17和1.22，模型2對應(yīng)的數(shù)據(jù)分別為1.31和1.89。

從圖10可以看出，通過海岸效應(yīng)校正，均勻半空間模型TM和TE模式下的視電阻率和相位曲線與不含海洋模型正演響應(yīng)曲線吻合較好。TM模式的海岸效應(yīng)校正誤差RMS經(jīng)2次迭代后降至1.17，而TE模式的RMS經(jīng)4次迭代后降至1.22。圖11中A型電阻率模型的海岸效應(yīng)效果同樣較好，經(jīng)2次迭代后，TM模式的RMS降至1.31，而TE模式的RMS降至1.89，并維持在一定水平。相對于均勻半空間模型，由于A型電阻率模型的電性結(jié)構(gòu)較復(fù)雜，其海岸效應(yīng)校正效果在低頻段時(<0.001Hz)有所降低。另外，從圖9可知，A型模型TE模式的海岸效應(yīng)強(qiáng)于TM模式，因此，TE模式的海岸效應(yīng)校正誤差RMS較TM模式偏大。

圖10 模型1(均勻半空間)視電阻率(左)、相位(中)及海岸效應(yīng)校正結(jié)果RMS(右) (a)TM模式；(b)TE模式

圖11 模型2(A型)視電阻率(左)、相位(中)及海岸效應(yīng)校正結(jié)果RMS(右) (a)TM模式；(b)TE模式

5 討論

對于近海地區(qū)的大地電磁勘探，海岸效應(yīng)對頻率的影響范圍主要取決于測點到海岸線的距離，即當(dāng)測點到海岸線的距離小于目標(biāo)頻率的趨膚深度時，視電阻率和相位曲線會受到海岸效應(yīng)的影響而發(fā)生畸變[8-9,14]；海岸效應(yīng)的強(qiáng)度取決于海水深度，表現(xiàn)為海水越深海岸效應(yīng)越強(qiáng)。一般來說，海岸效應(yīng)形成原因解釋如下：TM模式下，電流垂直于構(gòu)造走向流動，海洋中的電流更多地流向高阻陸地，引起電偶畸變和感應(yīng)畸變[5-6,17,20,48]，產(chǎn)生海岸效應(yīng)；而TE模式下，電流沿構(gòu)造走向流動，電磁波通過陸地向下擴(kuò)散并橫向彎曲[17,20,48]，產(chǎn)生海岸效應(yīng)。在海岸線附近，海、陸之間強(qiáng)烈的電性差異，使電流更易流動，電場在垂直于構(gòu)造走向的方向增大，而沿構(gòu)造走向的方向減小，造成TM模式視電阻率偏高，TE模式視電阻率偏低；當(dāng)陸地淺部電阻率增大時，垂直構(gòu)造走向方向的電流更敏感，TM模式的海岸效應(yīng)更強(qiáng)。

通常認(rèn)為，大地電磁的TM模式比TE模式更容易受到海岸效應(yīng)的影響，因此建議用TE模式數(shù)據(jù)進(jìn)行反演[9-10,15]，但這不能一概而論。根據(jù)地殼的厚度和巖性變化特征，軟流層電阻率較低，通常位于地表30km之下，而其上部的中、下地殼的基巖電阻率較高，之上的淺部為低阻沉積地層[14,31]。由此可見，模型4、模型6和模型7更接近于真實的地電結(jié)構(gòu)，設(shè)定其為Ⅰ類模型；模型3的淺部沉積層缺失，基巖出露，深部的軟流層相對更淺，設(shè)定其為Ⅱ類模型；而模型2和模型5的淺部沉積層較厚，深部為基巖，軟流層缺失，設(shè)定其為Ⅲ類模型。基于海岸效應(yīng)強(qiáng)度分析(圖9)，得到如下結(jié)論。

(1)在遠(yuǎn)離海岸線的區(qū)域(>50～100km)，海岸效應(yīng)影響較弱。Ⅰ類模型中TM模式下的海岸效應(yīng)相對較強(qiáng)，可采用TE模式數(shù)據(jù)進(jìn)行反演；Ⅱ類模型中TM和TE模式的海岸效應(yīng)大致相當(dāng)，兩種反演模式都可以采用；Ⅲ類模型中，當(dāng)海水較深時(>1000m)，TE模式的海岸效應(yīng)較強(qiáng)，適合采用TM模式數(shù)據(jù)進(jìn)行反演；而當(dāng)海水較淺時(<1000m)，采用TE模式數(shù)據(jù)。

(2)在距海岸線較近的區(qū)域(<50km)，海岸效應(yīng)不可忽視，TM模式反演的電阻率偏低、層位偏淺，而TE模式反演恰恰相反[10]，因此需校正海岸效應(yīng)。

相比于TE模式，TM模式的海岸效應(yīng)對位于深部的高導(dǎo)軟流層更敏感(如Ⅰ類和Ⅱ類模型)，這是因為深部的導(dǎo)電層吸引了電流，使垂直海岸的電流流動更容易，增強(qiáng)了TM模式的海岸效應(yīng)[5-6,17,48]。在海岸線附近，Ⅰ類模型的TM模式視電阻率在0.0001～0.001Hz有一個極小值點；在Ⅱ類模型中，這個極值點所在的頻率(0.1～1Hz)更高；而對于Ⅲ類模型，這個現(xiàn)象不明顯。由此可見，深部地層電阻率越低，或軟流層越淺，TM模式的海岸效應(yīng)越強(qiáng)。此外，TM模式的海岸效應(yīng)對海底/巖石圈與下伏軟流層間的電阻率差異、巖石圈厚度和海洋深度都很敏感[20]。

以O(shè)CCAM反演為基礎(chǔ)的迭代校正法在一定程度上可以消除海岸效應(yīng)的影響，且迭代收斂速度較快，往往經(jīng)過幾次迭代便可將校正誤差收斂在一定水平。但隨著地下介質(zhì)電性結(jié)構(gòu)的復(fù)雜化及頻率的降低，海岸效應(yīng)校正效果有所下降，這是由于海岸效應(yīng)的影響隨頻率的降低而增強(qiáng)，尤其在低頻段(<0.001 Hz)海岸效應(yīng)的影響愈加嚴(yán)重；另外，由于大地電磁反演本身的分辨率隨頻率的降低而降低，影響了海岸效應(yīng)校正的精度。總的來看，迭代校正法是目前較有效的海岸效應(yīng)校正方法。

6 結(jié)論

本文通過大地電磁三維正演模擬，采用誤差估計量化海岸效應(yīng)的影響，分析并總結(jié)了不同電性結(jié)構(gòu)的海岸效應(yīng)的變化規(guī)律，并基于二維OCCAM反演迭代校正法，降低了海岸效應(yīng)，模型試算證實了該方法的有效性和精度。

(1)海岸效應(yīng)對MT的影響主要發(fā)生在低頻段。

(2)海岸效應(yīng)的影響范圍主要取決于測點到海岸線的距離及淺層電阻率，即隨測點遠(yuǎn)離海岸線而逐漸減弱，隨淺部電阻率增大而增大。通常TM模式視電阻率曲線較標(biāo)準(zhǔn)曲線偏高，而TE模式視電阻率曲線較標(biāo)準(zhǔn)曲線偏低。

(3)海岸效應(yīng)的強(qiáng)度主要取決于測點到海岸線的距離、海水深度和深部電阻率，即：海岸效應(yīng)隨海水深度增加而增大；隨測點與海岸線的距離增大而減小。在近海區(qū)(約小于50km)，TM模式的海岸效應(yīng)隨深部電阻率的降低而增大，TE模式的海岸效應(yīng)隨深部電阻的增大而增大，海岸效應(yīng)不可忽視，在反演前必須加以校正，在遠(yuǎn)離海岸線的區(qū)域(約大于50～100km)，海岸效應(yīng)較弱，并隨深部電阻率降低而減小，可選擇海岸效應(yīng)較弱的模式進(jìn)行校正海岸效應(yīng)獲反演。

在近海地區(qū)開展大地電磁測深工作時，應(yīng)綜合考慮工區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、地層電性特征以及海水下方地層結(jié)構(gòu)信息，可通過大地電磁正演模擬分析海岸效應(yīng)，擇優(yōu)選擇反演模式，通過本文方法校正海岸效應(yīng)，提高近海地區(qū)大地電磁測深數(shù)據(jù)的精度和可靠性，為近海地區(qū)大地電磁工作提供了參考。