0 引言

世界上大多数国家与海洋毗邻，中国作为海洋大国，拥有300余万平方千米的海域及长达1.8万千米的海岸线，蕴含着丰富的石油、天然气资源以及煤、铁等固体矿产。大地电磁法(MT)作为一种地下电性结构成像的地球物理技术^[1-2]，最初的应用和研究主要集中在陆地。在过去的几十年里，海洋特别是近海区已成为MT方法的目标区域之一^[3]。在近海地区，由于海洋和陆地之间强烈的电性差异，利用传统的MT勘探难以进行精确可靠的地层电性研究。MT方法的趋肤深度可达几百千米，当测深点与海岸的距离小于目标频率的趋肤深度时，海水会影响海岸附近的电磁场，使观测的大地电磁数据发生畸变，这种畸变通常称为“海岸效应”，会严重影响MT数据的可靠性^[4-10]。

早在二十世纪五十年代，学者们在沿海地区就观察到了地磁海岸效应，并将其归因于高导海洋中的感应电流^[4]。Jones等^[11]通过数值计算建立了海洋—大陆接触带模型，并分析磁场变化特征。Lines等^[12]研究了海岸线附近岛屿对交变地磁场扰动的影响。随后，Jones等^[13]通过三维海岸模型计算，发现小尺度的海岸对局部地磁场测量有明显的影响。Parkinson等^[14]综合分析了海岸效应，认为这是海洋与大陆之下地层之间电导率强烈差异造成的。由于海水与陆地电导率的巨大差异及海洋岩石圈上部可能存在的高阻层，外源电流场会在海—陆边界产生海岸效应^[5-7]。Cox等^[15]指出，这种海岸效应在深海并不严重，但在海岸附近大陆架区域却非常突出。Olsen等^[16]建立了海岸效应理论模型。Key等^[17]在日本东北部近海的海洋MT数据中观测到了较强的海岸效应畸变。Tamara等^[18]通过研究海洋MT数据，认为海岸效应并未掩盖海底地层电导率异常，而是增加了对海底电性变化的敏感性。Malleswari等^[19]利用二维正演模拟方法研究了南印度海岸效应对MT资料的影响。Wang等^[20]在大西洋中脊的MT资料中发现了一种新的海洋TM模式海岸效应，认为该效应不仅是一种电偶效应，还包括感应失真。

中国对近海MT的研究起步相对较晚^[21]，始于二十世纪九十年代，相关机构开展了海洋电磁法的应用研究，在淡水湖、滩海和浅海开展了一些探索试验和勘探工作^{[9, 22-23]}。李桐林等^[9]研究了滩海MT测深技术及其数据处理；杨文采等^[10]分析了海岸效应对大地电磁测深的影响，并选用了TE模式数据进行反演。二十一世纪初，近海地区的MT勘探日益活跃^[24-25]，一些学者针对海水层对电磁场的影响及其校正方法进行了研究^[26-30]，但都未曾涉及海岸效应。张帆等^[31]采用MT正演模拟及一维、二维反演方法，分析并总结了海水深度和海底地形变化对近海地区MT数据的影响。李飞等^[32]在江苏滩区进行了多种地球物理技术的组合研究，获得了良好的勘探效果。

关于海岸效应校正的研究多以海洋MT为主，Nolasco等^[33]首次尝试使用畸变张量对海洋MT数据进行校正；随后，Santos等^[34]将这一方法运用到三维正演，对海岸附近的陆侧MT数据进行了校正。Baba等^[35]提出了一种将三维地形校正与二维反演相结合的校正方法，并利用实测海洋MT数据验证其效果；Yang等^[36-37]将该方法扩展到三维MT数据的海岸效应校正。Unsworth等^[38]在阿姆奇卡岛MT数据的二维反演中使用了正则化方法；Lee等^[39]在韩国浦项三维MT调查中，采用了最优正则化与静态校正相结合的最小二乘反演法，海岸效应得到明显压制；Sébastien等^[40]提出了一种时间域的有限差分法，并应用于海洋MT数据正反演，消除了海岸效应。

在近海地区开展大地电磁测深工作时，必须考虑海岸效应的影响，否则有可能给地质解释带来较大影响，甚至可能得出错误的结论^[10]。中国对海岸效应的研究相对较少，尚未见关于海岸效应的系统性分析和校正方法的研究。因此，有必要研究海岸效应对大地电磁影响的规律，并探索MT数据海岸效应校正方法。本文采用MT数值模拟方法^[41-43]，利用三维正反演软件ModEM^[44-45]进行MT正演模拟，采用误差估计量化海岸效应的影响，分析并总结了不同电性结构条件下的海岸效应的变化规律，基于二维OCCAM反演^[46-47]实现了迭代校正，以消除海岸效应，为近海MT勘探的数据处理解释提供了参考。

1 海岸带模型

由于含有大量的盐，海水表现出极低的电阻率特征。本文正演模型中，海水电阻率设为0.33Ω·m。陆地地壳厚度一般约为33km，但在高山和高原地区相对较厚，在平原和盆地相对较薄，而大洋的地壳厚度仅有几千米。通常地下介质的电阻率随深度增加而增大，中、下地壳的基岩电阻率大致为数千欧姆米，而地壳之下的地幔由于高温发生部分熔融，其电阻率会降低，因而从浅至深地壳—地幔总体呈现低阻—高阻—低阻的电性特征。根据地壳厚度和电阻率变化特征，本文设置了多组不同的电阻率模型，以此分析海岸效应对MT响应的影响规律。

如图 1所示，三维背景模型区域为200km(x方向)×200km(y方向)，海岸线位于模型中间，地下介质为水平层状。包括海岸带陆地在内，模型共有4层，对应的电阻率和厚度见图 1b和表 1。共设计7组模型，其中模型1为均匀半空间，模拟不同的电性结构。根据不同地区地壳厚度及岩性的变化特征，设置了模型2~5，分别对应A、Q、K、H型地电模型。模型2代表第四系沉积层—沉积岩—基岩，电阻率随着深度持续增大；模型3代表基岩过渡到上地幔，电阻率持续降低；模型4代表第四系沉积层—基岩—上地幔，电阻率先升后降；模型5代表沉积岩—第四系沉积层—基岩，电阻率先降后升。模型6和模型7的背景地电模型相同，为四层KH类型，从上到下各地层依次代表第四系沉积层、沉积岩、基岩及上地幔，呈现低阻—低阻—高阻—低阻的电性特征；在距海岸线20km的陆地下方5km深度处放置一个20km(x)×20km(y)×10km(z)的低阻(模型6)/高阻(模型7)异常体，其顶面中心坐标为(150km, 170km, 5km)。设定海岸构造走向为x方向，四个海水深度h_s，分别为0、50、500、2000m，特别地，当h_s为0时即为陆地模型。沿测线AA'，在陆地上布设三个MT测深点S1~S3(图 1a)，与海岸线的距离d依次为5、20、50km。

2 大地电磁三维正演

海岸效应对大地电磁的影响程度主要取决于测点到海岸线的距离和海水深度，因此，基于表 1所示多组电阻率模型，针对这两个参数分析海岸效应对视电阻率和相位的影响。利用ModEM软件进行三维正演，得到0.0001~1000Hz各测点在不同海水深度时的视电阻率和相位曲线(图 2~图 8)。

值得注意的是，当h_s为0时，模型1~5在水平方向电阻率均匀不变，是纯粹的一维模型，图 2~图 6中的黑线即对应无海岸效应的视电阻率和相位曲线；当h_s＞0时，模型1~5是二维结构，xy方向电磁响应对应TE模式，yx方向电磁响应对应TM模式。

从图 2(模型1)可以看出，受海岸效应影响，视电阻率和相位的畸变主要出现在低频段(0.1Hz以下)，畸变程度随海水深度增加而增大，随d的增大(远离海岸线)而减小。TM模式视电阻率曲线较标准曲线偏高，频率越低偏差越大；而TE模式视电阻率曲线较标准曲线偏低，并在低频区出现明显的低阻层。海岸效应对频率的影响范围与d有关，与海水深度变化无明显关系，在距海岸线5、20、50km处，出现畸变的起始频率分别约为10.0、1.0、0.1Hz，两者近似满足趋肤深度公式。相比于TE模式，TM模式的海岸效应更复杂。当海水深度大于500m时，在低频区(0.001Hz以下)视电阻率曲线出现极小值点，随着海水深度的增加和距离海岸线越来越远，这个视电阻率极小值点的值越来越小，逐渐接近标准曲线。

从图 2~图 4(模型1~3)可以看出，在距海岸线较近的区域，海岸效应对频率的影响范围随地表电阻率的增大而增大；TM模式的海岸效应随深部电阻率的减小而增大，而TE模式的海岸效应随深部电阻率的变化并不明显。在距海岸线较近(5km)的测点S1，随着模型地表电阻率逐渐增大，即：20Ω·m(模型2)＜100Ω·m(模型1)＜1000Ω·m(模型3)，畸变出现的起始频率越高，即大致为2Hz＜10Hz＜100Hz；随着深部(第4层)电阻率的降低，即：1000Ω·m(模型2)＞100Ω·m(模型1)＞20Ω·m(模型3)，TM模式的海岸效应越强；然而，随着测点距离海岸线越来越远，这一规律逐渐消失，在距海岸线较远(50km)的测点S3处，模型1~模型3受海岸效应影响的范围和程度无明显差异。对比图 2(模型1)与图 5(模型4)、图 6(模型5)，可以看到相同的规律。从图 3~图 6(模型2~模型5)可以看到，随着测点距离海岸线越来越远，模型3的海岸效应收敛速度最快；对于深部为低电阻的模型3和模型4，当海水深度达到2000m时，TM模式视电阻率曲线在低频段也出现了极小值点，模型3中出现在低频段(0.1~1Hz)，在模型4中则出现在更低的频段(0.0001~0.001Hz)，此时的海岸效应甚至弱于海水深度为500m时的情形，这归因于模型3和模型4的深部低阻层。在靠近海岸线区域，随不同模型地表电阻率的变化，海岸效应影响的频率范围依照A/H型(模型2、模型5)、K型(模型4)、Q型(模型3)模型的顺序逐渐增高。

在图 7(模型6)和图 8(模型7)中，可见h_s=0(无海水)时，在分别距海岸线5、50km处的测点S1、S3处，xy和yx方向的视电阻率和相位曲线在频率低于0.1Hz时出现轻微偏离，尤其存在低阻电性体时(模型6)该现象更明显；而在异常体正上方的测点S2(距海岸线20km)处，xy和yx方向的视电阻率和相位曲线基本重合，这是因为该模型是关于测点S2对称的。在更低的频段(0.0001~0.001Hz)，yx方向视电阻率曲线也存在极小值点，其海岸效应比海水深度为500m的情形略弱。但是，在视电阻率和相位曲线上均未观察到明显的异常体的反映，说明异常体的存在对海岸效应几乎没有影响。

3 误差分析

当MT响应中包括海岸效应时，阻抗张量Z可以地下结构的阻抗张量Z_m和海岸效应Z_s表示为^[35-37]

$ \mathit{\boldsymbol{Z}} = {\mathit{\boldsymbol{Z}}_{\rm{s}}}{\mathit{\boldsymbol{Z}}_{\rm{m}}} $

(1)

若已知地下结构(图 1)，可通过三维正演，计算得到包含海岸效应的阻抗张量Z和不包含海岸效应(无海洋)的阻抗张量Z_m，则可得海岸效应阻抗张量Z_s为

$ {\mathit{\boldsymbol{Z}}_{\rm{s}}} = \mathit{\boldsymbol{ZZ}}_{\rm{m}}^{ - 1} $

(2)

参照海岸效应校正误差拟合公式^[35-37]，可利用视电阻率(ρ)和相位(φ)估算阻抗张量Z与Z_m的均方相对误差(MSRE)，以此来评估海岸效应的强度。具体计算公式为

$ {\rm{MSRE}} = \sqrt {\frac{1}{{2N}}\sum\limits_{i = 1}^N {\left\{ {{{\left[ {\frac{{{\rm{lg}}({\rho _i}/{\rho _{{{\rm{m}}_i}}})}}{{{\rm{lg}}{\rho _{{{\rm{m}}_i}}}}}} \right]}^2} + {{\left( {\frac{{{\varphi _i} - {\varphi _{{{\rm{m}}_i}}}}}{{{\varphi _{{{\rm{m}}_i}}}}}} \right)}^2}} \right\}} } $

(3)

式中：N为频点数；ρ_i和ρ_mi分别表示第i个频点的观测电阻率和拟合视电阻率；φ_i和φ_mi分别表示第i个频点的观测相位和拟合相位。本文设定衡量海岸效应MSRE阀值^[37]为5%。

对模型1~模型7，设定海水深度(h_s)分别为0、10、50、100、300、500、1000、2000m，d分别为2、5、10、20、50、100km。使用ModEM软件计算0.0001~1000Hz不同测点、不同海水深度的视电阻率ρ和相位φ，再根据式(3)计算对应的MSRE，结果如图 9所示。

从图 9a可以看出：对于均匀半空间模型，TM模式的海岸效应强于TE模式，且海岸效应随d和h_s的增加而增强；当h_s超过500m时，TM模式的MSRE基本保持不变，说明海岸效应的影响不再有明显变化；而TE模式的海岸效应强度随h_s增加而增加；在离海岸线约50km以外的区域，TE模式和TM模型的MSRE均小于5%，说明海岸效应较弱。

从图 9b所示的A型模型计算结果可以看出：在距海岸线约50km以内的区域，当h_s约大于500m时，TE模式的海岸效应强于TM模式；在离海岸线约50km以外的区域，TM模式的MSRE小于5%，而TE模式下，MSRE达到5%对应的d约为100km。

从图 9c所示的模型3 (Q型)计算结果可以看出：在距海岸线约50km以内的区域，TM模式的海岸效应强于TE模式，其变化趋势与模型2相反。在距海岸线极近的区域(＜2km)，随着海水深度的增大(h_s＞1000m)，TM模式的视电阻率在0.1~1Hz附近的极小值点逐渐向标准曲线(图 4)靠拢，导致MSRE下降；在远离海岸线约20~100km的区域，TE模式的MSRE小于5%，而TM模式下MSRE小于5%对应的d大约为50km；在离海岸线约100 km以外的区域，两者的海岸效应很弱，基本可以忽略。

对比模型1~模型3的计算结果(图 9a~图 9c)可以看出，TM模式的海岸效应随深部地层电阻率的减小而增强；而TE模式的海岸效应变化趋势与其相反，且变化缓慢，说明海岸效应对TE模式数据的影响不大。

从图 9d所示的模型4(K型)计算结果可以看出，在距海岸线约10km的区域，同一位置的TM和TE模式的MSRE曲线出现交叉现象。当海水深度小于1000m时，TM模式的海岸效应强于TE模式；当海水深度大于1000m时情况相反。说明在距海岸线约10km以内的区域，TE模式的海岸效应占主导地位，而在离海岸线约10km以外的区域，TM模式的海岸效应占主导地位。在离海岸线约50km以外的区域，TM模式的MSRE小于5%，而TE模式下MSRE小于5%对应的距离约为100km。

从图 9e所示模型5(H型)的计算结果可以看出，在距海岸线约10km的区域，TM和TE模式的MSRE曲线形态与模型4相同。在距海岸线约10km以内的区域，TM模式的海岸效应占主导地位；而在离海岸线约10km以外的区域，TE模式的海岸效应占主导地位，这一规律与模型4相反。在离海岸线约20km以外的区域，TM模式的MSRE小于5%，而TE模式下MSRE小于5%所对应的距离大约为50km。

从图 9f所示模型6、图 9g所示模型7的计算结果可以看出，由于其地电结构与模型4相似，三者的海岸效应变化特征基本一致，其中模型6的yx方向数据的海岸效应略强于xy方向，而模型7则相反，但随着测点逐渐远离异常体，这个差异逐渐消失。

综上可知，海岸效应的变化较复杂，海岸效应的强度是测点到海岸线的距离、海水深度和深部地层电阻率的综合反映。具体来说，从以上的计算结果可以总结出海岸效应特征如下。

(1) 在距海岸线较近的区域(约小于50km)，TM模式的海岸效应随深部电阻率的减小而增大，TE模式的海岸效应随深部电阻率的增大而增大；TM模式的海岸效应依次增强的地电模型类型为Q型、均匀半空间、A型，而TE模式与之相反。

(2) 海岸效应对不同电性结构的变化规律是不同的：对于A型模型，TE模式弱于TM模型；Q型模型则与之相反；对于K型模型，近区内(＜10km)，TE模式强于TM模式，远区(＞10km)则相反，即TM模式强于TE模式；H型模型的变化特征与K型模型相反。

(3) 地下异常体对海岸效应的影响不明显，TM模式的海岸效应因低阻体的存在略有增强，而TE模式的海岸效应则因高阻体的存在略有增强。在远离海岸线的区域(＞50~100km)，海岸效应对TE和TM模式的影响都较弱(MSRE＜5%)。

4 海岸效应校正方法

现有的海岸效应校正方法主要有四类：畸变张量法^[33-34]、迭代校正法^[35-37]、正则化反演法^[38-39]和时域有限差分法^[40]。畸变张量法对初始模型的要求很高，建模前必须有地下结构的精确信息才能获得正确的畸变张量，这往往是不现实的。正则化反演法需要将周围海域合并到模型空间，存在计算量大的缺点：一方面，即使对一维或二维的地下结构，也需要进行三维反演才能将周围的三维海洋空间合并到反演模型；另一方面，高导海水导致反演结果出现假异常，尤其是反演过程中海水的电阻率和空间分布固定时，这一点在Unsworth等^[38]和Lee等^[39]的研究中已得到证实。相比于前两种方法，迭代校正法通过交替重复海岸效应校正及反演校正海岸效应，既不需要预先知道精确的地下结构信息，也不需要将周围海域纳入反演模型，而只需将周围海域纳入正演模拟。Yang等^[36-37]已证实在二维反演中通常只需要几次迭代即可恢复真实的地电结构。从前文正演模拟可以看出，其校正精度主要依赖于海洋模型，因此需要知道测区周围海域的水深信息，相比于地下构造，这一先验信息较容易获得。在虚拟波数域中应用时域有限差分法进行海洋MT正反演时，从频率到虚拟时间的变换并不唯一，给反演带来困难，因此该方法不宜推广。由此可见，迭代校正法比较适合于海岸效应校正。

根据迭代校正法的思想，将式(2)得到的海岸效应阻抗张量Z_s应用于观测数据，从而得到海岸效应校正后的阻抗张量

$ {\mathit{\boldsymbol{Z}}_{\rm{c}}} = \mathit{\boldsymbol{Z}}_{\rm{s}}^{ - 1}{\mathit{\boldsymbol{Z}}_{\rm{o}}} $

(4)

式中Z_o表示观测MT阻抗张量。将式(2)代入式(4)可得

$ {\mathit{\boldsymbol{Z}}_{\rm{c}}} = {\left( {\mathit{\boldsymbol{ZZ}}_{\rm{m}}^{ - 1}} \right)^{ - 1}}{\mathit{\boldsymbol{Z}}_{\rm{o}}} = {\mathit{\boldsymbol{Z}}_{\rm{m}}}{\mathit{\boldsymbol{Z}}^{ - 1}}{\mathit{\boldsymbol{Z}}_{\rm{o}}} $

(5)

式(5)表明，可以根据Z_m、Z及Z_o计算Z_c，而不需要直接计算海岸效应张量Z_s。迭代校正法的实现过程为：首先，利用初始反演模型计算含海岸效应的Z和不含海岸效应的Z_m，由式(5)计算校正数据Z_c；然后，以不包含海洋的模型为初始模型，基于校正数据Z_c进行反演迭代，直至模拟响应Z与观测数据Z_o之间的误差达到设定的阈值，即可获得近似真实的反演模型。反演过程中以视电阻率和相位的均方根误差RMS作为判别迭代的依据，其代表海岸效应的校正误差，而不是反演结果的误差^[35-37]。RMS的计算公式为

$ {\rm{RMS}} = \sqrt {\frac{1}{{2N}}\sum\limits_{i = 1}^N {\left\{ {{{\left[ {\frac{{{\rm{lg}}({\rho _i}/{\rho _{{\rm{o}}i}})}}{{\delta {\rm{lg}}{\rho _{{\rm{o}}i}}}}} \right]}^2} + {{\left( {\frac{{{\varphi _i} - {\varphi _{{\rm{o}}i}}}}{{\delta {\varphi _{{\rm{o}}i}}}}} \right)}^2}} \right\}} } $

(6)

式中δlgρ_o和δφ_o分别表示视电阻率和相位的观测误差。

本文基于二维OCCAM反演进行海岸效应迭代校正。选取均匀半空间模型(模型1)和A型电阻率模型(模型2)，测点选取距海岸线5km的S1，海水深度为2km。分别对这两个模型的正演模拟数据进行海岸效应校正。模型1和模型2的海岸效应校正结果分别见图 10和图 11。根据式(6)，计算得到模型1的TM模式和TE模式的RMS分别为1.17和1.22，模型2对应的数据分别为1.31和1.89。

从图 10可以看出，通过海岸效应校正，均匀半空间模型TM和TE模式下的视电阻率和相位曲线与不含海洋模型正演响应曲线吻合较好。TM模式的海岸效应校正误差RMS经2次迭代后降至1.17，而TE模式的RMS经4次迭代后降至1.22。图 11中A型电阻率模型的海岸效应效果同样较好，经2次迭代后，TM模式的RMS降至1.31，而TE模式的RMS降至1.89，并维持在一定水平。相对于均匀半空间模型，由于A型电阻率模型的电性结构较复杂，其海岸效应校正效果在低频段时(＜0.001Hz)有所降低。另外，从图 9可知，A型模型TE模式的海岸效应强于TM模式，因此，TE模式的海岸效应校正误差RMS较TM模式偏大。

5 讨论

对于近海地区的大地电磁勘探，海岸效应对频率的影响范围主要取决于测点到海岸线的距离，即当测点到海岸线的距离小于目标频率的趋肤深度时，视电阻率和相位曲线会受到海岸效应的影响而发生畸变^{[8-9, 14]}；海岸效应的强度取决于海水深度，表现为海水越深海岸效应越强。一般来说，海岸效应形成原因解释如下：TM模式下，电流垂直于构造走向流动，海洋中的电流更多地流向高阻陆地，引起电偶畸变和感应畸变^{[5-6, 17, 20, 48]}，产生海岸效应；而TE模式下，电流沿构造走向流动，电磁波通过陆地向下扩散并横向弯曲^{[17, 20, 48]}，产生海岸效应。在海岸线附近，海、陆之间强烈的电性差异，使电流更易流动，电场在垂直于构造走向的方向增大，而沿构造走向的方向减小，造成TM模式视电阻率偏高，TE模式视电阻率偏低；当陆地浅部电阻率增大时，垂直构造走向方向的电流更敏感，TM模式的海岸效应更强。

通常认为，大地电磁的TM模式比TE模式更容易受到海岸效应的影响，因此建议用TE模式数据进行反演^{[9-10, 15]}，但这不能一概而论。根据地壳的厚度和岩性变化特征，软流层电阻率较低，通常位于地表 30km之下，而其上部的中、下地壳的基岩电阻率较高，之上的浅部为低阻沉积地层^{[14, 31]}。由此可见，模型4、模型6和模型7更接近于真实的地电结构，设定其为Ⅰ类模型；模型3的浅部沉积层缺失，基岩出露，深部的软流层相对更浅，设定其为Ⅱ类模型；而模型2和模型5的浅部沉积层较厚，深部为基岩，软流层缺失，设定其为Ⅲ类模型。基于海岸效应强度分析(图 9)，得到如下结论。

(1) 在远离海岸线的区域(＞50~100km)，海岸效应影响较弱。Ⅰ类模型中TM模式下的海岸效应相对较强，可采用TE模式数据进行反演；Ⅱ类模型中TM和TE模式的海岸效应大致相当，两种反演模式都可以采用；Ⅲ类模型中，当海水较深时(＞1000m)，TE模式的海岸效应较强，适合采用TM模式数据进行反演；而当海水较浅时(＜1000m)，采用TE模式数据。

(2) 在距海岸线较近的区域(＜50km)，海岸效应不可忽视，TM模式反演的电阻率偏低、层位偏浅，而TE模式反演恰恰相反^[10]，因此需校正海岸效应。

相比于TE模式，TM模式的海岸效应对位于深部的高导软流层更敏感(如Ⅰ类和Ⅱ类模型)，这是因为深部的导电层吸引了电流，使垂直海岸的电流流动更容易，增强了TM模式的海岸效应^{[5-6, 17, 48]}。在海岸线附近，Ⅰ类模型的TM模式视电阻率在0.0001~0.001Hz有一个极小值点；在Ⅱ类模型中，这个极值点所在的频率(0.1~1Hz)更高；而对于Ⅲ类模型，这个现象不明显。由此可见，深部地层电阻率越低，或软流层越浅，TM模式的海岸效应越强。此外，TM模式的海岸效应对海底/岩石圈与下伏软流层间的电阻率差异、岩石圈厚度和海洋深度都很敏感^[20]。

以OCCAM反演为基础的迭代校正法在一定程度上可以消除海岸效应的影响，且迭代收敛速度较快，往往经过几次迭代便可将校正误差收敛在一定水平。但随着地下介质电性结构的复杂化及频率的降低，海岸效应校正效果有所下降，这是由于海岸效应的影响随频率的降低而增强，尤其在低频段(＜0.001 Hz)海岸效应的影响愈加严重；另外，由于大地电磁反演本身的分辨率随频率的降低而降低，影响了海岸效应校正的精度。总的来看，迭代校正法是目前较有效的海岸效应校正方法。

6 结论

本文通过大地电磁三维正演模拟，采用误差估计量化海岸效应的影响，分析并总结了不同电性结构的海岸效应的变化规律，并基于二维OCCAM反演迭代校正法，降低了海岸效应，模型试算证实了该方法的有效性和精度。

(1) 海岸效应对MT的影响主要发生在低频段。

(2) 海岸效应的影响范围主要取决于测点到海岸线的距离及浅层电阻率，即随测点远离海岸线而逐渐减弱，随浅部电阻率增大而增大。通常TM模式视电阻率曲线较标准曲线偏高，而TE模式视电阻率曲线较标准曲线偏低。

(3) 海岸效应的强度主要取决于测点到海岸线的距离、海水深度和深部电阻率，即：海岸效应随海水深度增加而增大；随测点与海岸线的距离增大而减小。在近海区(约小于50km)，TM模式的海岸效应随深部电阻率的降低而增大，TE模式的海岸效应随深部电阻的增大而增大，海岸效应不可忽视，在反演前必须加以校正，在远离海岸线的区域(约大于50~100km)，海岸效应较弱，并随深部电阻率降低而减小，可选择海岸效应较弱的模式进行校正海岸效应获反演。

在近海地区开展大地电磁测深工作时，应综合考虑工区地质构造、地层电性特征以及海水下方地层结构信息，可通过大地电磁正演模拟分析海岸效应，择优选择反演模式，通过本文方法校正海岸效应，提高近海地区大地电磁测深数据的精度和可靠性，为近海地区大地电磁工作提供了参考。