海岸效應對大地電磁響應的影響及校正方法

李永博 吳 瓊 王 剛*張振宇 王書民 西永在

(①中國地質科學院地球物理地球化學勘查研究所，河北廊坊 065000；②國家現(xiàn)代地質勘查工程技術研究中心，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1.8萬千米的海岸線，蘊含著豐富的石油、天然氣資源以及煤、鐵等固體礦產。大地電磁法(MT)作為一種地下電性結構成像的地球物理技術[1-2]，最初的應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方法的目標區(qū)域之一[3]。在近海地區(qū)，由于海洋和陸地之間強烈的電性差異，利用傳統(tǒng)的MT勘探難以進行精確可靠的地層電性研究。MT方法的趨膚深度可達幾百千米，當測深點與海岸的距離小于目標頻率的趨膚深度時，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”，會嚴重影響MT數(shù)據(jù)的可靠性[4-10]。

早在二十世紀五十年代，學者們在沿海地區(qū)就觀察到了地磁海岸效應，并將其歸因于高導海洋中的感應電流[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，認為這是海洋與大陸之下地層之間電導率強烈差異造成的。由于海水與陸地電導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—陸邊界產生海岸效應[5-7]。Cox等[15]指出，這種海岸效應在深海并不嚴重，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)中觀測到了較強的海岸效應畸變。Tamara等[18]通過研究海洋MT數(shù)據(jù)，認為海岸效應并未掩蓋海底地層電導率異常，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，認為該效應不僅是一種電偶效應，還包括感應失真。

中國對近海MT的研究起步相對較晚[21]，始于二十世紀九十年代，相關機構開展了海洋電磁法的應用研究，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測深技術及其數(shù)據(jù)處理；楊文采等[10]分析了海岸效應對大地電磁測深的影響，并選用了TE模式數(shù)據(jù)進行反演。二十一世紀初，近海地區(qū)的MT勘探日益活躍[24-25]，一些學者針對海水層對電磁場的影響及其校正方法進行了研究[26-30]，但都未曾涉及海岸效應。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)進行了多種地球物理技術的組合研究，獲得了良好的勘探效果。

關于海岸效應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)進行校正；隨后，Santos等[34]將這一方法運用到三維正演，對海岸附近的陸側MT數(shù)據(jù)進行了校正。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]將該方法擴展到三維MT數(shù)據(jù)的海岸效應校正。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調查中，采用了最優(yōu)正則化與靜態(tài)校正相結合的最小二乘反演法，海岸效應得到明顯壓制；Sébastien等[40]提出了一種時間域的有限差分法，并應用于海洋MT數(shù)據(jù)正反演，消除了海岸效應。

在近海地區(qū)開展大地電磁測深工作時，必須考慮海岸效應的影響，否則有可能給地質解釋帶來較大影響，甚至可能得出錯誤的結論[10]。中國對海岸效應的研究相對較少，尚未見關于海岸效應的系統(tǒng)性分析和校正方法的研究。因此，有必要研究海岸效應對大地電磁影響的規(guī)律，并探索MT數(shù)據(jù)海岸效應校正方法。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]進行MT正演模擬，采用誤差估計量化海岸效應的影響，分析并總結了不同電性結構條件下的海岸效應的變化規(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，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，本文設置了多組不同的電阻率模型，以此分析海岸效應對MT響應的影響規(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，地下介質為水平層狀。包括海岸帶陸地在內，模型共有4層，對應的電阻率和厚度見圖1b和表1。共設計7組模型，其中模型1為均勻半空間，模擬不同的電性結構。根據(jù)不同地區(qū)地殼厚度及巖性的變化特征，設置了模型2～5，分別對應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，其頂面中心坐標為(150km,170km,5km)。設定海岸構造走向為x方向，四個海水深度hs，分別為0、50、500、2000m，特別地，當hs為0時即為陸地模型。沿測線AA'，在陸地上布設三個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)分析海岸效應對視電阻率和相位的影響。利用ModEM軟件進行三維正演，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中的黑線即對應無海岸效應的視電阻率和相位曲線；當hs>0時，模型1～5是二維結構，xy方向電磁響應對應TE模式，yx方向電磁響應對應TM模式。

從圖2(模型1)可以看出，受海岸效應影響，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(遠離海岸線)而減小。TM模式視電阻率曲線較標準曲線偏高，頻率越低偏差越大；而TE模式視電阻率曲線較標準曲線偏低，并在低頻區(qū)出現(xiàn)明顯的低阻層。海岸效應對頻率的影響范圍與d有關，與海水深度變化無明顯關系，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模式的海岸效應更復雜。當海水深度大于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，這個視電阻率極小值點的值越來越小，逐漸接近標準曲線。

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模式的海岸效應隨深部電阻率的減小而增大，而TE模式的海岸效應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模式的海岸效應越強；然而，隨著測點距離海岸線越來越遠，這一規(guī)律逐漸消失，在距海岸線較遠(50km)的測點S3處，模型1～模型3受海岸效應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，模型3的海岸效應收斂速度最快；對于深部為低電阻的模型3和模型4，當海水深度達到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)響應曲線 虛線對應xy方向數(shù)據(jù)，實線對應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幾乎沒有影響。

3 誤差分析

當MT響應中包括海岸效應時，阻抗張量Z可以地下結構的阻抗張量Zm和海岸效應Zs表示為[35-37]

Z=ZsZm

(1)

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

(2)

參照海岸效應校正誤差擬合公式[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的強度。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。本文設定衡量海岸效應MSRE閥值[37]為5%。

對模型1～模型7，設定海水深度(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)計算對應的MSRE，結果如圖9所示。

從圖9a可以看出：對于均勻半空間模型，TM模式的海岸效應強于TE模式，且海岸效應隨d和hs的增加而增強；當hs超過500m時，TM模式的MSRE基本保持不變，說明海岸效應的影響不再有明顯變化；而TE模式的海岸效應強度隨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型模型計算結果可以看出：在距海岸線約50km以內的區(qū)域，當hs約大于500m時，TE模式的海岸效應強于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達到5%對應的d約為100km。

從圖9c所示的模型3 (Q型)計算結果可以看出：在距海岸線約50km以內的區(qū)域，TM模式的海岸效應強于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準曲線(圖4)靠攏，導致MSRE下降；在遠離海岸線約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，兩者的海岸效應很弱，基本可以忽略。

對比模型1～模型3的計算結果(圖9a～圖9c)可以看出，TM模式的海岸效應隨深部地層電阻率的減小而增強；而TE模式的海岸效應變化趨勢與其相反，且變化緩慢，說明海岸效應對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。當海水深度小于1000m時，TM模式的海岸效應強于TE模式；當海水深度大于1000m時情況相反。說明在距海岸線約10km以內的區(qū)域，TE模式的海岸效應占主導地位，而在離海岸線約10km以外的區(qū)域，TM模式的海岸效應占主導地位。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%對應的距離約為100km。

從圖9e所示模型5(H型)的計算結果可以看出，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以內的區(qū)域，TM模式的海岸效應占主導地位；而在離海岸線約10km以外的區(qū)域，TE模式的海岸效應占主導地位，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的計算結果可以看出，由于其地電結構與模型4相似，三者的海岸效應變化特征基本一致，其中模型6的yx方向數(shù)據(jù)的海岸效應略強于xy方向，而模型7則相反，但隨著測點逐漸遠離異常體，這個差異逐漸消失。

綜上可知，海岸效應的變化較復雜，海岸效應的強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，從以上的計算結果可以總結出海岸效應特征如下。

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

(2)海岸效應對不同電性結構的變化規(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(<10km)，TE模式強于TM模式，遠區(qū)(>10km)則相反，即TM模式強于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的影響不明顯，TM模式的海岸效應因低阻體的存在略有增強，而TE模式的海岸效應則因高阻體的存在略有增強。在遠離海岸線的區(qū)域(>50～100km)，海岸效應對TE和TM模式的影響都較弱(MSRE<5%)。

4 海岸效應校正方法

現(xiàn)有的海岸效應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構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構，也需要進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，高導海水導致反演結果出現(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海岸效應校正及反演校正海岸效應，既不需要預先知道精確的地下結構信息，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真實的地電結構。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，相比于地下構造，這一先驗信息較容易獲得。在虛擬波數(shù)域中應用時域有限差分法進行海洋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校正。

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

(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的Z和不含海岸效應的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進行反演迭代，直至模擬響應Z與觀測數(shù)據(jù)Zo之間的誤差達到設定的閾值，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)，其代表海岸效應的校正誤差，而不是反演結果的誤差[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反演進行海岸效應迭代校正。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)進行海岸效應校正。模型1和模型2的海岸效應校正結果分別見圖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曲線吻合較好。TM模式的海岸效應校正誤差RMS經2次迭代后降至1.17，而TE模式的RMS經4次迭代后降至1.22。圖11中A型電阻率模型的海岸效應效果同樣較好，經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構較復雜，其海岸效應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模式的海岸效應強于TM模式，因此，TE模式的海岸效應校正誤差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)及海岸效應校正結果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)及海岸效應校正結果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，海岸效應對頻率的影響范圍主要取決于測點到海岸線的距離，即當測點到海岸線的距離小于目標頻率的趨膚深度時，視電阻率和相位曲線會受到海岸效應的影響而發(fā)生畸變[8-9,14]；海岸效應的強度取決于海水深度，表現(xiàn)為海水越深海岸效應越強。一般來說，海岸效應形成原因解釋如下：TM模式下，電流垂直于構造走向流動，海洋中的電流更多地流向高阻陸地，引起電偶畸變和感應畸變[5-6,17,20,48]，產生海岸效應；而TE模式下，電流沿構造走向流動，電磁波通過陸地向下擴散并橫向彎曲[17,20,48]，產生海岸效應。在海岸線附近，海、陸之間強烈的電性差異，使電流更易流動，電場在垂直于構造走向的方向增大，而沿構造走向的方向減小，造成TM模式視電阻率偏高，TE模式視電阻率偏低；當陸地淺部電阻率增大時，垂直構造走向方向的電流更敏感，TM模式的海岸效應更強。

通常認為，大地電磁的TM模式比TE模式更容易受到海岸效應的影響，因此建議用TE模式數(shù)據(jù)進行反演[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構，設定其為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，設定其為Ⅲ類模型。基于海岸效應強度分析(圖9)，得到如下結論。

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

相比于TE模式，TM模式的海岸效應對位于深部的高導軟流層更敏感(如Ⅰ類和Ⅱ類模型)，這是因為深部的導電層吸引了電流，使垂直海岸的電流流動更容易，增強了TM模式的海岸效應[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模式的海岸效應越強。此外，TM模式的海岸效應對海底/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OCCAM反演為基礎的迭代校正法在一定程度上可以消除海岸效應的影響，且迭代收斂速度較快，往往經過幾次迭代便可將校正誤差收斂在一定水平。但隨著地下介質電性結構的復雜化及頻率的降低，海岸效應校正效果有所下降，這是由于海岸效應的影響隨頻率的降低而增強，尤其在低頻段(<0.001 Hz)海岸效應的影響愈加嚴重；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校正方法。

6 結論

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的影響，分析并總結了不同電性結構的海岸效應的變化規(guī)律，并基于二維OCCAM反演迭代校正法，降低了海岸效應，模型試算證實了該方法的有效性和精度。

(1)海岸效應對MT的影響主要發(fā)生在低頻段。

(2)海岸效應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準曲線偏高，而TE模式視電阻率曲線較標準曲線偏低。

(3)海岸效應的強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模式的海岸效應隨深部電阻率的降低而增大，TE模式的海岸效應隨深部電阻的增大而增大，海岸效應不可忽視，在反演前必須加以校正，在遠離海岸線的區(qū)域(約大于50～100km)，海岸效應較弱，并隨深部電阻率降低而減小，可選擇海岸效應較弱的模式進行校正海岸效應獲反演。

在近海地區(qū)開展大地電磁測深工作時，應綜合考慮工區(qū)地質構造、地層電性特征以及海水下方地層結構信息，可通過大地電磁正演模擬分析海岸效應，擇優(yōu)選擇反演模式，通過本文方法校正海岸效應，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。