地球物理仪器之大地电磁测深法范本.docx

地球物理仪器之大地电磁测深法 题目：大地电磁勘测法 学号： 202220220109 姓名：李星星 班级： 1221201 专业：测控技术与仪器 课程名称：地球物理仪器 课程老师：徐哈宁 二零一五年十二月 目录 1引言............................................................. 1.1定性近似反演法 ............................................... 1.1.1博斯蒂克反演法.......................................... 1.1.2曲线对比法.............................................. 1.1.3拟地震解释方法.......................................... 1.2马奎特反演法................................................. 1.2.1广义反演法.............................................. 1.2.2奥克姆反演法............................................ 1.2.3快速松弛反演法.......................................... 1.2.4共轭梯度反演法.......................................... 1.2.5拟线性近似反演法......................................... 1.2.6聚焦反演法.............................................. 2.1全局搜索最优反演方法.......................................... 2.1.1二次函数逼近反演法....................................... 2.1.2多尺度反演法............................................ 2.1.3模拟退火反演法.......................................... 2.1.4量子路径积分反演算法..................................... 2.1.5遗传算法反演法.......................................... 2.1.6人工神经网络反演法....................................... 2.1.7贝叶斯统计反演.......................................... 2.1.8粒子群优化反演.......................................... 3大地电磁反演方法存在的问题.......................................... 4大地电磁反演技术发展方向............................................ 4.1复杂地电结构条件下电磁理论研究 ................................. 4.2提高反演方法速度的研究 ........................................ 4.3非线性反演理论研究............................................ 4.1混合反演方法的研究............................................ 4.2与其它资料的联合反演研究....................................... 5 学习总结 ........................................................ 引言 大地电磁测深法（ＭＴ）已广泛应用于地球深部构造研究及矿产资源勘查中，而对数据反演方法的选择则直接影响到其应用效果．目前，大地电磁反演 方法大都是基于均匀水平层状介质模型假设条件和Ｌ２范数下提出来的，如博斯蒂克反演法（Ｂｏｓｔｉｃｋ，１９７７）、大地电磁拟地震反演法（王家映，１９８５）、高斯 牛顿法、梯度法、马奎特法、奥克姆法（Ｃｏｎｓｔ ａｂｌｅ，１９８７）、曲线对比法（徐世浙、刘斌，１９９５）、共轭梯度 法（Ｍａｃｋｉｅ等，１９８９、１９９３、２００１）、快速松弛反演法 （Ｓｍｉｔｈ等，１９９１、２００１）、拟线性近似反演法（Ｚｈｄａｎｏｖ，１９９６）、聚焦反演法（Ｐｏｒｔｎｉａｇｕｉｎｅ，Ｚｈｄａｎｏｖ，１９９９）等．上世纪９０年代后期，随着非线性反演理论和三维正反演技术 的发展，一些非线性反演方法随之兴起，如模拟退火法（师学明等，１９９８）、多尺度反演法（徐义贤，１９９８）、多尺度逼近遗传算法（师学明等，２０００）、共轭梯度极大似然反演法、非线性共轭梯度反演法（Ｒｏｄｉ、 Ｍａｃｋｉｅ，２００１）、贝叶斯统计反演法（Ｓｐｉｃｈａｋ等，１９９５）、人工神经网络反演法（Ｓｐｉｃｈａｋ、Ｐｏｐｏｖａ，２０００）、 量子路径积分算法（罗红明等，２００７）、阻尼粒子群优化反演法（师学明等，２００９）等．本文回顾了当前国内外主要的大地电磁反演方法并对其进 行分类，并在目标函数构建、灵敏度矩阵计算、收敛速度等方面对各种方法进 行了对比与评述．最后，讨论了大地电磁反演方法研究中存在的问题和发展方向． 大地电磁反演方法的研究始终围绕着如何构建目标函数（使用不同的稳定器，如模型参数的范数、最大平滑稳定泛函、最小支撑泛函、最小梯度支撑泛 函等）和减少数据计算量（灵敏度矩阵计算等方面）来增强解的稳定性，以求 得与实际情况最吻合的地电结构分布．回顾过去，大地电磁反演方法研究经历 了从定性近似反演到数值反演、从一维、二维反演到三维反演及线性到非线性 全局最优化反演方法的发展阶段．因此，可以将大地电磁反演方法分为三大类：定性近似反演方法、基于目标函数的线性或非线性迭代反演方法和全局搜索最 优反演方法． １．１定性近似反演法 １．１．１博斯蒂克反演法 博斯蒂克反演法（Ｂｏｓｔｉｃｋ）是由Ｆ．Ｘ．Ｊｒ．Ｂｏｓｔｉｃｋ［１］于１９７７年基于水平层状介质条件下提出来的一种一维近似反演方法．该方法以低频区视电阻率曲线尾支渐近线的特征为基础，利用渐近线的交 点能反映交点以上底层平均电阻率而与底层电性无关的原理来做近似反演，又 称为渐近线交点近似方法［２～４］．实际反演时利用相位曲线进行反演的公 式如下：其中ρ为反演后的电阻率值； 为测深曲线的相位值，ρａ为测深曲 线的幅振值，即视电阻率值；犎为深度值；ω为圆频率；μ为磁导率．Ｂｏｓ ｔｉｃｋ反演法计算速度快、不需要初始模型，能够直接反映地电结构的特点；但是反演精度低，因为渐近线交点的确定受经验的影响较大，但仍不失为一种 为其它反演方法提供初始模型的快捷方法． １．１．２曲线对比法 大地电磁一维连续介质反演的曲线对比法是徐世浙和刘斌［５］针对Ｂｏ ｓｔｉｃｋ反演法精度低、理论曲线和实测曲线拟合误差较大难以准确分辨地质体界面的缺点而提出来的．曲线对比法以低频电磁波在地下穿透深度大于高 频电磁波的穿透深度为理论基础，通过连续的低频来确定深部电导率的分布状态．反演过程中，首先将Ｂｏｓｔｉｃｋ反演（另外也可以用穿透深度法［５］或频率归一化阻抗因子方法［６］）得到的电阻率随深度变化的曲线作为初始 模型，将视电阻率随周期变化的曲线转化为电阻率随深度变化的曲线，通过迭 代逐步改善初始模型的电阻率值，直至获得满意的结果．另外，张大海和徐世 浙［７］把相位信息加入曲线对比法反演过程，使得反演结果更加清晰地反映 模型的电性分布．反演得到的拟二维断面图可作为多维反演的初始模型．该反 演方法原理简单，具有计算速度快且不用计算偏导数矩阵的优点． １．１．３拟地震解释方法 王家映等人［８］另辟蹊径，基于电磁波和弹性波在介质中传播的相似性 提出大地电磁拟地震解释方法．假设把地层划分为电磁波的双程传播时间都相 等的“微层”时，大地电磁场的复反射函数可表示为［９］犚ｅ１．２迭代 反演方法迭代反演方法的核心在于如何构建目标函数和选取迭代控制参数来求 解线性或非线性方程组，如早期的基于最小二乘原理的高斯 牛顿法［１０］ 和梯度法［１１］分别沿目标函数等位面切线方向和负梯度方向搜索模型参数 的改正量来求目标函数极小点，但两种方法均受初始模型的影响，找到的只是 局部极小值点．另外，反演问题中经常面对的是求解不适定问题的病态方程组，因此在目标函数构建中引入了正则化的思想． １．２马奎特反演法 高斯牛顿法中，由于雅克比矩阵（偏导数矩阵）的秩常小于模型参数个数使得线性方程组显病态性，即方程组的系数矩阵含有小特征值或线性相关的列向量，从而导致迭代不能收敛．因此，可以考虑在系数矩阵的主对角元素上加上一个可调整的正系数来增大系数矩阵的特征值来解决这一问题，使得线性方程组的解趋于稳定，这就是马奎特法实际应用中通常将视电阻率之差改成视电阻率对数之差，参数的变量用相对变化量代替［４］．马奎特法修正量的校正量方向介于梯度法和高斯 牛顿法之间，即与目标函数等位面的夹角在０°～９０°之间．在迭代过程中，阻尼系数作为控制步长和搜寻方向的参数，通过选取适当的阻尼系数使目标函数逐次降低收敛到极小值点．虽然计算速度比高斯 牛顿法快，但还是有可能得到局部极小点，甚至出现函数值发散的情况［１２］，对模型也不能进行评价，因此还是需要提出新的反演方法，以便在全局范围内搜索求得极小值． １．２．１广义反演法 马夸特法通过修正病态方程组系数矩阵使其变为良态来求解，而广义反演法（ＧＬＩ）则是基于广义逆矩阵直接求解病态或奇异性线性方程组．广义反演法通过奇异值分解求取广义逆来确定参数改正量，最大的优点是避免了对矩阵求逆，而且可以提供信息密度矩阵、分辨率矩阵和解的方差等辅助信息对反演结果进行评价．但是当出现小奇异值时会使参数改正量很大，超出线性近似所允许的范围，使模型参数沿着错误方向变化，引起迭代发散．为了避免上述问题，Ｊｕｐｐ和Ｖｏｚｏｆｆ［１３］于１９７５年提出了改进广义逆矩阵反演理论，引入阻尼因子将改进的广义逆矩阵定义为［１４］ １．２．２奥克姆反演法 基于最小二乘原理的高斯 牛顿法和马奎特法等在目标函数构建中没有考虑对非数据模型构造的压制．为了使反演模型简单光滑，Ｃｏｎｓｔａｂｌｅ等人［１７］在１９８７年提出奥克姆（ＯＣＣＡＭ）法，引入模型粗糙度来压。