【正文】 因子）、光滑因子，影響著模型的簡單程度及光滑程度，正則化因子是模型目標函數和數據目標函數之間的權重系數。當、過小時，根本起不到加權的作用；過大時反演模型過于簡單、光滑，這都是不切實際的，因此確定合適的正則化參數、對反演結果的可靠性至關重要，這也決定著反演分辨率和模型均方差這對不可調和的矛盾能否達到最佳折衷。對正則化因子的選取，一個比較好的方法是采用不同的（或）值，通過觀察數據擬合與模型擾動（或模型光滑度）之間的折衷曲線，選取合適的（或）值，，采用了八個不同的（或）值進行八次反演，得到了該曲線。（a）為不同時數據擬合與模型擾動的折衷曲線。（b）為不同時數據擬合與模型擾動的折衷曲線。圖 折衷曲線示意圖 采用光滑磁化強度成像。圖 光滑磁化強度成像結果，邊緣收斂，磁化強度成像的位置與真實異常體的位置對應得較好，磁化強度值也與理論模型值相近。這說明目標函數中的光滑約束項起到了比較明顯作用，反演結果更加接近理論模型。第4章 數值模擬前幾章介紹了磁化強度成像的正反演的理論，以及對簡單的矩形模型正反演進行了分析討論，實驗證明采用光滑磁化強度成像算法得到的結果強化強度分布收斂，反演的磁化強度值也與理論值相近，反演結果令人滿意，為了更深入檢驗光滑磁化強度成像算法的實用性與可靠性，本章設計了一些理論模型對反演效果作了進一步的分析。模型試算主要是由兩部分組成：一、模型設計及正演。通過設計模擬地下的場源特征，采用正演解析公式得到磁異常數據；二、利用得到的正演磁異常數據進行磁化強度成像。最后通過對比分析磁化強度成像與正演模型的差異，從而分析判斷反演的可靠性及有效性。將地下二維模型空間剖分為共800個矩形模型單元，每個模型單元的大小都是，地下截面為矩形的板狀體走向為南北走向，沿走向無限延伸，觀測剖面沿東西方向，長。數據的采集間距為，共采集41個點，即從剖面最左端的處開始，每隔采集一個點，一直到剖面右端的處。構建模型時，設置地磁場總強度為,磁化傾角為60度，磁化偏角為0度，模型的絕對約束范圍為；。模型的反演參數為磁化強度，理論模型正演異常值均為總強度異常,反演的迭代次數均為100次，數據擬合均方差均達到了肉眼無法分辨的程度，正演模型中紅色區(qū)域為磁性異常體，磁性體的磁化強度均為，其他區(qū)域為背景區(qū)域磁化強度為。為了對比說明光滑磁化強度成像算法的可靠性，在模型實驗一到模型實驗三中，除了對理論模型的正演數據進行光滑磁化強度成像外，還對其進行深度加權磁化強度成像，兩種反演結果都采用了絕對物性約束。分別稱為光滑磁化強度成像、深度加權磁化強度成像。在實驗四的橫向分辨率模型中，僅采用了光滑磁化強度成像及絕對物性約束。 模型試算一為了模擬實際中的傾斜板狀磁性體。圖 單傾斜板狀磁性體模型圖 單傾斜深度加權磁化強度成像結果圖 單傾斜光滑磁化強度成像結果在深度加權磁化強度成像結果中（），傾斜板狀體的傾向基本能體現出來，但重構的磁異常體過于發(fā)散，而光滑磁化強度成像結果比較收斂（），物性值大致分布在對應的位置上，但是重構模型在深度上的分辨率隨著深度的增大而降低，淺部的物性值比深部的相對要大，且相對集中，而深部的物性值分布比較平緩。 模型試算二 為了檢驗反演算法對多模型的反演效果，本文設計了雙傾斜板狀磁性體模型（）。圖 雙傾斜板狀磁性體模型 圖 雙傾斜模型深度加權磁化強度成像結果圖 雙傾斜模型光滑磁化強度成像結果在深度加權磁化強度成像結果中（），同樣出現了發(fā)散的問題，雙傾斜的重構模型比較模糊，而光滑磁化強度成像結果的重構輪廓清晰（），小傾斜板受到大傾斜板的影響，磁化強度值相對較小。通過簡單的單傾斜板模型和復雜的雙傾斜板模型實驗分析，可以知道，僅僅采用絕對約束和深度加權約束的磁化強度成像，雖然成像結果不再出現了“能量”富集地表的現象，但是成像的結果過于發(fā)散，成像輪廓模糊，而基于物性絕對約束、光滑度約束的磁化強度成像可以獲得較好的效果。 模型試算三 對于縱向深度不同的多模型實驗，本文也設計了一組縱向分辨率的測試模型?？v向分辨率測試模型（一）。圖 縱向分辨率測試模型（一）位置圖 縱向分辨率測試模型（一）深度加權磁化強度成像結果圖 縱向分辨率測試模型（一）光滑磁化強度成像結果 縱向分辨率測試模型（一）中，兩個模型是錯開的，深度加權成像結果與實際模型相差較大（），而光滑磁化強度成像能區(qū)分兩個模型（），但是模型之間仍然受到相互的影響。 在縱向上使兩模型重疊，得到縱向分辨率測試模型（二）。圖 縱向分辨率測試模型（二）位置圖 縱向分辨率測試模型（二）深度加權成像結果圖 縱向分辨率測試模型（二）光滑磁化強度成像結果 從反演結果來看，深度加權磁化強度成像與光滑磁化強度成像效果都不夠理想，，只是光滑磁化強度成像比較收斂而已?？梢?，光滑磁化強度成像對縱向上有重疊的多個模型反映不好，反演重構模型變成了一個傾斜的場源。 模型試算四 對于反演算法的橫向分辨能力，本文也設計了一系列的模型進行討論。為了便于觀察磁異常體移動所引起的地表觀異常值測值的變化規(guī)律，模型四對磁異常觀測數據進行化極處理，磁異常磁場化極就是將傾斜磁化的場化為垂直磁化的場。由于傾斜磁化的影響，可能造成磁異常中心不是正好對應在地質體的正上方，而是與傾斜磁化異常中心位置有不同程度的偏移錯動，這對于確定磁性地質體的空間位置、形態(tài)及分布范圍，以及對磁異常的定性定量解釋均帶來一定的不便，化極正是為了消除傾斜磁化對異常造成的這種影響[48] 正演模型磁異常體的中心埋深均為350米，橫向分辨率測試模型（一），兩磁異常體中心相距900米。圖 橫向分辨率測試模型（一）正演異常曲線圖 橫向分辨率測試模型（一）位置圖 橫向分辨率測試模型（一）成像結果橫向分辨率測試模型（一）中，由于兩個磁異常體相距較遠，反演結果中能較好地辨別兩個異常體，且反演結果彼此之間沒有任何影響。 移動兩磁異常體模型，使其中心相距700米，得到橫向分辨率測試模型（二）。圖 橫向分辨率測試模型（二）位置圖 橫向分辨率測試模型（二）正演異常曲線圖 橫向分辨率測試模型（二）成像結果 橫向分辨率測試模型（二）中，雖然磁異常體比模型（一）靠近了200米，但是所得到的其正演異常曲線還是相對獨立的，反演結果也可以看出（），它們之間并沒有對彼此產生多大的影響，成像結果很好的反映出了兩異常體的實際位置。 進一步使兩磁異常體靠近，使它們之間的中心距離達到500米，橫向分辨率測試模型（三）。圖 橫向分辨率測試模型（三）正演異常曲線圖 橫向分辨率測試模型（三）位置圖 橫向分辨率測試模型（三）成像結果 橫向分辨率測試模型（三）的正演異常曲線中（），兩磁異常體的正演異常已經產生了明顯的交疊現象，而其反演結果的底部也有了一定的相連，但兩模型還是可以區(qū)分開來。 從上面的試驗中可以看出，當兩異常體靠近時，不管是異常曲線還是成像結果，都會產生一定的重疊現象，影響橫向的分辨率。在模型三中，異常曲線及反演結果都出現了交疊現象，為了更進一步說明這個問題 ，使模型更加靠近，中心距離達到了300米。圖 橫向分辨率測試模型（四）位置圖 橫向分辨率測試模型（四）正演異常曲線圖 橫向分辨率測試模型（四）成像結果當兩異常體模型的中心距離達到300米時，正演的異常曲線已經基本看不出是由兩個異常體所引起的（），而反演成像結果中（），兩模型已基本合成一個大的模型，無法區(qū)分。從一系列的橫向分辨率測試模型中我們可以知道，成像結果的橫向分辨率與正演數據的獨立性有關，距離較近時出現的分辨率差的情況，這是反演問題多解性的一個表現，并不是反演算法錯誤。從以上的模型光滑磁化強度成像結果來看：理論模型的主要特征（分布、產狀、物性）在光滑磁化強度成像結果中均得到了較好的恢復，成像結果也比較清晰，物性值大致分布在對應的位置上，但是反演重構模型在深度上的分辨率隨著深度的增大而降低，淺部的物性值比深部的相對要大，且相對集中，而深部的物性值分布比較平緩。在多模型反演時，多個模型之間如果沒有縱向上的位置重疊關系，則成像結果中淺部物性值更能容易地反映出來，但由于縱向上的分辨率低，深部模型的反演的結果比較平緩，物性值相對較小。在橫向上，如果多個模型比較靠近，那多模型很難通過反演區(qū)分開來，成像結果往往會形成一個單獨的異常區(qū)域。第5章 二維磁化強度成像在航磁數據解釋中的應用20世紀90年代后期，除青藏高原中西部而外，中國大陸大部分地區(qū)已完成了航磁覆蓋。為了貫徹中央關于加快中西部地區(qū)發(fā)展的指示精神，中國國土資源航空物探遙感中心于1998～2000年完成了青藏高原中西部的航磁調查工作[48]。至此，第一個全覆蓋中國大陸的地球物理數據庫誕生了，為我國陸域的礦產資源勘查及基礎地質研究提供了一份寶貴的地球物理資料（）。圖 中國大陸航磁異常圖中國大陸的地質構造極其復雜，各個板塊或地體在漫長的地質演化過程中經歷了復雜的構造變動，造就了中國大陸現今復雜的地質構造格局[49,50]，這些復雜的地質構造格局及復雜的深部結構無一不在地球物理場中得到充分的體現，尤其是航磁異常與中國大陸的大地構造格局更是密切相關。本文對亞東格爾木地學斷面的航磁異常資料進行分析與成像研究，探討航磁異常與深部構造之間的內在聯系，建立其航磁異常與大陸大地構造之間的相互關系。 通常認為古中生代、第三紀沉積巖層和第四紀疏松沉積物為無磁性物質，地殼內部磁性體一般為巖漿巖或變質巖組成，其頂面通常為前寒武紀的結晶基底，底界面一般認為是居里面或是地殼內部物質的磁性突變面[51]。 居里面以下的物質由于溫度達到或超過居里點而使得物質的磁性消失。在對亞東格爾木地學斷面航磁數據進行光滑磁化強度成像的基礎上，本章將主要討論航磁異常特征以及由它反演得到的磁性異常體的空間位置與地殼深部結構的關系，為進一步利用航磁異常研究中國大陸深部構造提供科學依據。本文使用的亞東格爾木地學斷面航磁資料是航磁數據的傾斜化極后的數據。，剖面分段按照兩公里的間距進行采樣。 位置概況亞東－格爾木地學斷面南起亞東(,)，往北經康馬縣、拉薩(, )、林周、安多、唐古拉山(，)、格爾木(，)，剖面全長近1200公里。剖面所經過的構造單元自南向北有喜馬拉雅地體、拉薩地體、羌塘地體、巴顏喀拉地體、昆侖－柴達木地體等，其海拔高程平均4500米左右，地形起伏均勻[52]。圖 亞東格爾木地學斷面磁測路線圖 航磁資料與磁化強度成像亞東格爾木地學斷面的航磁異常在該剖面上呈現為規(guī)律性變化（），在重要的斷裂帶附近幾乎都觀測到了明顯的正異常，而各個地體內均以平緩的航磁異常變化為主，充分說明了航磁異常對構造分界有很好的反映。從原始磁異常曲線來看，各構造單元分界附近存在較大的磁性變化，反映該地學剖面各構造單元的磁性基底性質的差異。喜馬拉雅山地體最低出現了400nT的磁異常值，喜馬拉雅地體與拉薩地體接觸帶存在很多小的局部異常，說明在喜馬拉雅褶皺帶和拉薩地體之間斷裂帶較為發(fā)育。拉薩地體磁異常強且變化復雜，磁異常由南往北磁異常逐漸減小，該區(qū)北部存在較多小的局部異常，反映出拉薩地體與羌唐地體接觸帶小斷裂較為發(fā)育，淺部磁性巖(礦體)體分布廣泛。羌塘地體磁異常比往北的地體磁異常略高，其內含有兩個較為明顯的異常。巴顏喀拉地體的磁異常平均約為0nT左右，沒有明顯的局部異常。昆侖－柴達木地體要比與其相鄰的巴顏喀拉地體的磁異常稍高。，在亞東到康馬段,航磁數據資料缺失,缺失段剖面長度約130公里。圖 亞東格爾木航磁異常與地體劃分本文所采用的航磁數據是經化極、去噪等處理后的結果，所以得到的磁異常中心正好對應著磁性體的正上方。，航磁數據的各個異常凸起的中心基本上都對應著相應的斷裂。雅魯藏布江斷裂帶附近的磁異常較為復雜、磁異常值大、分布范圍寬，可以推斷地下存在著磁性較強的基性或超基性巖，拉薩地體內的磁異常值由南向北規(guī)律性減小，其中雅魯藏布江斷裂帶、羊八井斷裂、桑雄加黎斷裂都有比較明顯的磁異常對應。拉薩地體與羌塘地體以怒江縫合帶為分界，在怒江縫合帶附近出現多個范圍小、磁異常值弱的異常凸起，在羌塘地體內出現了兩個比較大的磁異常，分別對應著唐古拉斷裂和溫泉斷裂，其異磁常值均具超140nT。由金沙江斷裂帶往北，磁異常值平緩且弱，在二道溝斷裂所產生的磁異常不明顯，在整個巴顏喀拉地體范圍內的平均磁異常約為0nT，其北端出現負異常可能是受到了昆侖斷裂帶的影響，因此，可以推斷巴顏喀拉地體可能是由弱磁性的沉積層組成。昆侖斷裂帶產生的磁異常相對較弱，靠近巴顏喀拉地體的地方出現了一個50nT左右的正異常，磁異常都是正負相伴的，可以判斷巴顏喀拉地體內出現的負異常是由昆侖斷裂帶中傾斜異常體引起的。圖 光滑磁化強度成像反演擬合曲線本文采用光滑磁化強度成像方法，對亞東格爾木地學斷面的航磁數據進行了定量反演。數據采集點距為2公里，剖面長度為1036km，數據個數為519個，考慮到計算效率與反演分辨率的問題，地下網格劃分大小為，橫向的網格剖分個數為259，縱向的網格剖分個數為10，共有2590個網格單元。阻尼因子和光滑因子分別為、絕對約束范圍為，迭代次數為80次，、。圖 亞東格爾木航磁光滑磁化強度成像結果 航磁異常解釋，反演曲線基本與實測數據擬合，只是在兩端由于邊界效應，擬合程度較弱。，各條斷裂在成像結果基本上都得到了重構。磁異常體大部分分布在距離地表約二十公里的范圍內。由于反演固有的分辨率問題，在成像結果中距離較近的多條斷裂可能表現為一個較大的磁異常體，且在深度上分辨率低，所以解釋時應結合已知的地質資料進行。通過觀察亞東格爾木光滑磁化強度成像結果，得出該剖面的綜合解釋圖（）①花崗巖,花崗閃長巖。②基性或超基性巖。③斷層。④磁性底界面（F1—雅江縫合帶。 F2—羊八井斷